|
Главнаянадувные моторные лодкиКарта сайта
The English version of site
rss Лента Новостей
В Контакте Рго Новосибирск
Кругозор Спелеологический клуб СибирьПолевые рецепты Архитектура Космос Экспедиционный центр
Библиотека | География

Игорь Станиславович Новиков | МОРФОТЕКТОНИКА АЛТАЯ




РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ОБЪЕДИНЕННЫЙ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ, ГЕОФИЗИКИ И МИНЕРАЛОГИИ им. А.А. ТРОФИМУКА


ТРУДЫ, ВЫП. 852


И.О. НОВИКОВ


МОРФОТЕКТОНИКА АЛТАЯ


Научные редакторы д-р геол.-мин. наук Е.В. Девяткин д-р геол.-мин. наук Г.Ф. Уфимцев

Новосибирск Издательство СО РАН Филиал “Гео”2004

УДК 551.24(571.15) ББК 26.324 Н731

Новиков И.С. Морфотектоника Алтая / Науч. ред. Е.В. Девяткин, Г.Ф. Уфимцев. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал “Гео”, 2004. - 313 с.

ISBN 5-7692-0645-4


Монография дает развернутое представление о современном состоянии научных взглядов на новейшую тектонику Большого Алтая. Основным методом исследования является морфотектонический анализ, позволяющий широко использовать дистанционные и картографические материалы и проводить в едином ключе обобщение широкого спектра геологической и геофизической информации. Проведен анализ большинства опубликованных в отечественной и зарубежной литературе данных по кайнозойскому тектогенезу Алтая, описаны новейшая структура этой мобильной зоны и участки, включающие основные типы структур. Предложена оригинальная тектоническая модель орогенеза и тектогенеза территории на новейшем этапе. Сильные землетрясения, произошедшие осенью 2003 года, на Горном Алтае, послужили доказательством правильности данной модели. Локализация эпицентров и характер смещений по поверхностным сейсморазрывам показали ее высокие предсказательные возможности и подтвердили единство новейших структурных планов Горного и Монгольского Алтая.


Для геологов широкого профиля, геоморфологов, географов.


Рецензенты д-р геол.-мин. наук М.М. Буслов д-р геол.-мин. наук П.М. Бондаренко д-р геогр. наук Л.К. Зятькова

Издание осуществлено при финансовой поддержке РФФИ, проект № 04-05-78048д

ISBN 5-7692-0645-4

© И.С. Новиков, 2004 © ОИГГМ СО РАН, 2004

Тематический план выпуска изданий СО РАН на 2003 г., № 49

Научное издание

доктор геолого-минералогических наук

Игорь Станиславович Новиков


МОРФОТЕКТОНИКА АЛТАЯ


Утверждено к печати Ученым советом Института геологии СО РАН

Редактор З.Д. Роскина Художественный и технический редактор О.М. Вараксина Корректоры И.А. Абрамова, В.В. Борисова

ЛР №020909 от 01.09.99. Подписано к печати 15.05.04. Формат 70 ? 100 Vie. Гарнитура Антиква. Бумага офсетная. Усл. печ.л. 25,3. Уч.-изд.л. 24,4.

Тираж 400 экз. Заказ № 360.

Издательство СО РАН,

630090, Новосибирск, Морской пр., 2

Филиал “Гео”,

630090, Новосибирск, просп. Коптюга, 3

ВВЕДЕНИЕ


Алтай представляет собой крупную горную систему, вытянутую в севе­ро-западном направлении более чем на 1500 км, ширина которой увеличива­ется с юго-востока на северо-запад от 50 до 500 км. На юго-востоке ее продол­жает Гобийский Алтай, морфологически сходный с юго-восточным окончанием горной системы.


Геологическое изучение рассматриваемой горной системы ведется уже более 150 лет. За этот период взгляды на характер и роль тектонических дви­жений в формировании горного рельефа территории дважды радикально ме­нялись. На протяжении XIX в. исследователи полагали, что хребты Алтая яв­ляются результатом палеозойской складчатости. В начале XX в. сформиро­валась точка зрения, что горы Алтая возникли в результате относительно молодых вертикальных блоковых движений [Обручев, 1915] или сводового воз- дымания [Гране, 1915].


После продолжительной дискуссии на страницах научных изданий к нача­лу 30-х годов установилось мнение, что общее сводовое поднятие предшест­вовало дифференцированным вертикальным блоковым движениям. До недав­него времени эту модель принимали все исследователи. Движения по разломам считались исключительно сбросовыми по субвертикальным сместителям. Над- виговые перемещения, наблюдаемые во многих частях горной страны, полага­ли следствием «расползания» под воздействием сил гравитации растущих в вертикальном направлении горных сооружений и «наваливания» их на более низкие смежные блоки.


Слабым местом данной концепции было то, что в ее рамках не предла­гался конкретный механизм, который объяснял бы закономерности рисунка разрывных нарушений и источник восходящих движений земной коры в ре­гионе. Исследователи обходили этот вопрос молчанием, поскольку не могли привести никаких свидетельств кайнозойской «тектоно-магматической активи­зации», а другие механизмы внутриконтинентального новейшего горообра­зования тогда еще не нашли признания в отечественной геологической науке.


В пределах региона, однако, наблюдались явления, не укладывающиеся в рамки господствующей концепции. Важнейшим событием в этом плане ста­ло Гоби-Алтайское землетрясение 1957 г. Н.А. Флоренсов, изучая следы этого катастрофического землетрясения, сформулировал новые положения о меха­низмах орогенеза [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963]. Он первым указал на существенную роль горизонтальных перемещений в образовании горного рельефа Алтая. Источник горизонтального сжатия оставался необъясненным до тех пор, пока не было высказано предположение, что область динамического воздействия Индо-Евразийской коллизии не ограничивается Гималаями и Ти­бетом, а простирается вплоть до Байкальского региона [Molnar, Tapponier, 1975].


По степени влияния на ход дальнейшего изучения Алтая последняя публи­кация сопоставима с известной работой В.А. Обручева [1915], послужившей отправной точкой для морфотектонических исследований региона на протя­жении большей части XX в. Эта идея явилась катализатором процесса изме­нения взглядов на морфотектонику всего Центрально-Азиатского региона [Зо- неншайн, Савостин, 1979; Добрецов и др., 1995; Уфимцев, 1995; и др.]. В 90-х годах автором данной монографии разрабатывались частные проблемы горо­образования на Алтае [Новиков, 1992а-в, 1994, 1996а, б, 1998 и др.; Новиков и др., 1995, 1998; и др.]. В результате проведенных исследований стала очевидна необходимость построения модели неотектонического развития региона с уче­том новых представлений о природе тектонической эволюции в кайнозое, от­сутствие которой сдерживало дальнейшее его изучение. Этим определяется актуальность работы.


Непосредственной целью исследований являлось построение целостной концепции, которая бы развивала и детализировала современные представле­ния о морфотектонической эволюции региона. Для достижения этого требова­лось решить следующие задачи:


>      используя имеющиеся геологические данные о строении бассейнов, обрамляющих территорию Алтая, выявить степень реактивации позднепалео­зойской тектонической структуры региона и характер ее воздействия на про­странственное размещение новейших горных сооружений;


>      рассматривая соотношение систем новейших и позднепалеозойских разрывных нарушений в пределах горной системы, установить роль древних ак­тивизированных структур в формировании системы кайнозойских разломов;


>     опираясь на анализ геологического строения внутригорных и предгор­ных бассейнов кайнозойской седиментации Алтая, выявить закономерности вовлечения территории в новейшее горообразование;


>     анализируя проявления новейшей тектонической активизации Алтая (рисунок кайнозойских разрывных нарушений в плане и разрезе, характер движений по сейсморазрывам, распределение очагов землетрясений и изменения мощности земной коры), построить кинематическую схему новейших движений по основным разрывам.


В 1981 г. автор впервые побывал в юго-восточной части Горного Алтая, в 1983 г. — в районе Тигирецкого хребта, а с 1985 г. уже профессионально изучал этот регион.


Курайская впадина стала первой территорией исследований [Новиков, 1989]. В процессе работы удалось восстановить основные этапы развития рельефа, но механизм новейшего орогенеза остался невыясненным. Возникли лишь предположения о существенной роли горизонтальных перемещений [Новиков, 1992б,в]. Чтобы понять движущие силы неотектонической активизации тер­ритории, необходимо было расширить район исследований, включив в него весь Юго-Восточный Алтай. В 1987-1990 гг. эта территория была планомерно покрыта сетью маршрутов, автором обследованы Чуйская впадина и обрамляющие ее Курайский, Северо-Чуйский и Южно-Чуйский хребты, Сайлюгемское плоскогорье и бассейн Бугузуна. Автор посетил также Бертекскую впадину, дважды пересек плоскогорье Укок. Им изучена Тархатинско-Джазаторско- Самахинская система впадин. В результате выстроилась концепция неотекто- нической эволюции региона в ходе продолжающегося регионального сжатия [Новиков, 1992а, 1994, 1996а, б, 1998; и др.]. Но стало очевидно, что без дальнейшего расширения района исследований создание законченной модели кайнозойской активизации Алтая не представляется возможным.


Новый импульс в развитии представлений автора о новейшей тектонике Алтая дало его участие в международном проекте INTAS 93-134 «Continental Rift Tectonics and Evolution of Sedimentary Basins». В ходе экспедиционных работ 1995-1996 гг. были исследованы Чуйская межгорная впадина, Зайсанская впадина и район Телецкого озера [Деев и др., 1995; Новиков и др., 1995, 1998; Трефуа и др., 1995; Novikov, Trefois, 1998; Буслов и др., 1999]. Совместная работа со специалистами в области геологии палеозоя, кайнозоя, палеомагнетизма и дистанционных методов исследований позволила шире взглянуть на проблему новейшего тектогенеза Алтая. Геологическими методами были изучены основные новейшие структуры Русского Алтая и определено, что в его пределах имеются как области сжатия, так и области растяжения. Возникло предположение о преобладающей роли сдвиговой тектоники в формировании новейшей структуры региона.


Стало ясно, что для построения модели кайнозойской эволюции региона необходимо рассматривать весь Алтай. В район исследований вошли Горный, Рудный, Монгольский, Гобийский Алтай и прилегающие части обрамляющих их бассейнов: Бийско-Барнаульская, Зайсанская, Джунгарская впадины, а так­же впадины Западной Монголии (Долина Озер, Котловина Больших Озер и Убсунурская впадина). В 1996-2000 гг. проанализированы сведения, касающиеся морфотектоники региона, из более 600 публикаций и обобщены материалы осадочной летописи, содержащейся в бассейнах седиментации, которая фиксирует фазы орогенеза территории от позднего палеозоя до настоящего времени. Осадки позднепалеозойской и мезозойской орогенных эпох сохранились фрагментарно, а последний (кайнозойский) орогенез, включающий две основные фазы — позднеолигоценовую и позднеплиоценплейстоценовую, ис­черпывающе запечатлен в осадках.


Сопоставление областей седиментации разных эпох орогенеза показало, что начиная с юры горные сооружения в пределах рассматриваемой территории формировались в сходных границах. В ходе полевых исследований в Гор­ном Алтае 1996-1999 гг. и Монгольском Алтае 2002-2003 гг. уточнены гео­морфологические критерии выделения зон новейших разломов и составлена схема новейших разрывов территории. На основе геологической, геофизической и сейсмогеологической информации, а также на результатах анализа структурного рисунка разрывных нарушений предложена модель неотектонического развития территории [Новиков, 2000б, 2001, 2002, 2003б]. Приведем общие положения этой модели.


1.   Кайнозойская структура мобильной зоны Алтая сформировалась в зоне Т-образного сочленения тектонических плит и микроплит Центральной Азии. Дробление литосферы в ее пределах происходило в результате сближения с правым сдвигом Джунгарской и Тувино-Монгольской микроплит при их общем сближении с Евразиатской плитой. Отдельные блоки мобильной зоны испытывали относительные сдвиговые перемещения и нагромождение друг на друга. Сокращение земной коры в мобильной зоне в ходе ее сжатия сопровождалось дроблением и течением масс земной коры как по горизонтали, так и в вертикальном направлении (вверх и вниз). Формирование горных сооружений северо-западного простирания в перми, юре и кайнозое и существенное сходство границ их распространения позволяют говорить о значительной степени унаследованности в позиции современных гор Алтая.


2.   Все основные новейшие разломы, протягивающиеся вдоль всей горной страны, являются взбрососдвиговыми. Правосторонние сдвиги происходят в пределах Русского и Монгольского Алтая по разломам северо-западного простирания. Это сопряженное сдвигообразование связано с полем напряжений, представленным сжатием в северо-восточном направлении и растяжением по оси северо-западного простирания. Основу структуры составляют четыре субпараллельные магистральные сдвиговые зоны с правосторонним характером смещения, прослеживающиеся практически на всем протяжении горной системы. Оперяющие их разломы разбивают территорию на ромбо­видные блоки, служащие основой крупнейших орографических элементов.


3.   В пределах Русского Алтая происходит изменение простирания основных правосдвиговых зон. Это связано с близостью Западно-Сибирской плиты, которая ограничивает движение блоков мобильной зоны в северном направле­нии. На северо-западных флангах зон правых сдвигов Монгольского Алтая формируются вееры сжатия и растяжения. При этом в загнутых к западу окончаниях сдвиговых зон преобладают взбросы (Южный и Юго-Западный Алтай), а в северо-западной части Русского Алтая сформирована область растяжения, в которой преобладающими структурами являются сбросы и узкие грабены северного простирания.


Данная модель позволяет рассматривать новейшие разрывообразование, движение блоков и осадконакопление во впадинах Алтая как процессы, про­текающие в мобильной зоне, которая разделяет сближающиеся с правым сдвигом устойчивые блоки литосферы. Монгольский Алтай, представляющий собой мобильную зону, разделяющую Джунгарский и Тувино-Монгольский блоки, в неотектоническом отношении более прост, поскольку в его пределах происходит горизонтальное перемещение блоков по системе правосторонних сдвигов северо-западного простирания. Одновременно сокращается земная кора по оси северо-восточного простирания за счет выдавливания ее вещества вверх и вниз с образованием линейной системы горных сооружений и симметричного понижения поверхности Мохоровичича. Дробление литосферы на ромбовидные блоки в его пределах происходит по разломам двух основных на­правлений: северо-западного (правые взбросо-сдвиги) и северо-восточного (локальные оперяющие зоны сбросов и раздвигов).


Русский Алтай (северо-западное продолжение Монгольского) формируется под воздействием ограничивающей его с севера Евразиатской плиты. Наличие относительно жесткого северного ограничения обусловливает существенное усложнение неотектонической структуры. Часть горизонтальных перемещений в северозападном направлении реализуется в субширотном взбросе северного фаса Алтая. Остальные распределяются во взбросах на большей части территории, за исключением северо-восточного сектора Русского Алтая, где господствует режим растяжения. Последнее свидетельствует о воз­можном незначительном повороте его против часовой стрелки по отношению к обрамляющим его районам. Сжатие Русского Алтая происходит не только по оси северо-восточного простирания, но и в северо-западном направлении.


Наиболее высокие горные сооружения возникают в его пределах при формировании клиньев выпирания в транспрессионных изгибах и на оконча­ниях сдвиговых зон. Они образуют веерообразно расширяющуюся в северо­западном направлении систему хребтов с простиранием отдельных горных сооружений от северо-западного до юго-западного, как в случае с Курчумским горстом. Совместно с клиньями выпирания вдоль их взбросовых границ часто формируются рамповые и полурамповые впадины. Сдвиговые и раздвиговые структуры при формировании не сопровождаются образованием выделяющих­ся на общем фоне орогенных сооружений, они трассируются отрицательными линейными формами рельефа и являются системообразующими структурами в бассейне Телецкого озера.


Новейшая структура Русского Алтая — не результат хаотического «торошения континентальной литосферы», она подчиняется столь же строгим зако­номерностям, как и структура Монгольского Алтая, с которой неразрывно свя­зана. Ее относительное усложнение обусловливается тем, что в отличие от Монгольского Алтая она формируется на границе не двух, а трех сближающихся со сдвигом относительно устойчивых блоков.


Результаты морфотектонических исследований, базирующиеся на геомор­фологическом картировании и геодинамическом анализе новейшей структуры территории, могут быть основой: 1) для средне и крупномасштабного геологического картирования, ведущегося в регионе (геоморфологические карты, карты новейшей тектоники и четвертичных отложений); 2) для составления палеогеографических карт на разные этапы новейшей тектонической активизации; 3) для сейсмогеологических исследований и составления прогнозных карт сейсмической опасности.


На основе большого объема материалов, фиксирующих геоморфологичес­кие, геофизические и геологические проявления новейшей активизации, в све­те концепции плитной тектоники предложена модель кайнозойского орогене­за и формирования новейшей тектонической структуры Алтая. Показано, что движущей силой новейшей эволюции тектонических структур региона является сильное сжатие, которое связывается с продолжающимся с позднего мела внедрением Индостана в Евразию.


В пределах территории Алтая, зажатой сближающимися более устойчивыми микроплитами — Джунгарской и Монголо-Тувинской, и южной окраи­ной Евразиатской плиты, происходит дробление литосферы с вертикальным выдавливанием фрагментов образовавшейся системы зон линейного коробления, горизонтальным смещением блоков относительно друг друга. Произведена классификация образующихся в мобильном поясе разрывных и блоковых структур. Осуществлено пространственное и кинематическое сопоставление сейсмологических и палеосейсмологических данных с новейшей тектонической структурой. Детально сопоставляются докайнозойский и кайнозойский структурные планы.


Морфоструктурный анализ территории с привлечением широкого спектра геологических данных, как содержащихся в литературе, так и собранных лично автором при полевых исследованиях, интерпретация рельефа и построе­ние картографических моделей позволяют утверждать:


□  несмотря на общую пространственную приуроченность новейших горных сооружений к системе позднепалеозойских швов, активизация которых в пермское и юрское время обусловила формирование гор в границах, отчасти сходных с современными, роль обновленных древних разрывных нарушений в ее внутреннем строении не всегда значительна. Если в пределах Монгольского Алтая простирание разрывных структур палеозойского основания и новейших разрывных нарушений в целом совпадает и часто последние обновляют линии древних тектонических контактов, то в Русском Алтае эта закономерность повсеместно отсутствует. Новейшие разрывы используют здесь палеозойские зоны разломов лишь на отдельных отрезках, а чаще секут их под разными углами. Наиболее часто совпадают с палеозойскими разломными зонами субширотные транспрессионные участки новейших правых сдвигов, и, вероятно, заложение транспрессионных изгибов напрямую связано с пересечением новейшими сдвигами крупных разломных зон палеозойского заложения. Однако, по сравнению с Монгольским Алтаем, общей закономерностью в соотношении палеозойской и новейшей структур здесь следует считать снижение степени унаследованности;


□  кайнозойская тектоническая активизация рассматриваемой территории не сопровождалась магматическими проявлениями, базальтовые излияния Гобийского Алтая связаны с Хангайским плюмом и не имеют прямого отношения к механизмам новейшего горообразования Алтая;


□  субширотное окончание Монгольского Алтая и Гобийский Алтай представляют собой в кинематическом отношении самостоятельную левостороннюю сдвиговую зону, в отличие от правосторонней, образующей основу нео- тектонической структуры остальной части Алтая;


□  основа новейшей структуры большей части Алтая образована четырь­мя правосдвиговыми зонами, протягивающимися в северо-западном направлении вдоль всей горной страны и в совокупности с оперяющими разрывами, разбивающими территорию на вытянутые ромбовидные блоки;


□  в пределах Русского Алтая происходит расщепление основных сдвиго­вых структур с образованием веера растяжения с разрывами меридиональной ориентации (область преобладания сбросов и раздвигов, тектонотип — гра­бен Телецкого озера) и веера сжатия со структурами широтного простирания (область преобладания взбросов, тектонотип — Курчумский горст);


□  высокая современная сейсмическая активность Монгольского и Гобий­ского Алтая связана с районами сближения основных сдвиговых зон. Мень­шую частоту сильных землетрясений в пределах Русского Алтая можно объяс­нить рассредоточением сейсмической энергии во множестве второстепенных структур. Но, поскольку сейсмогенные структуры севера Алтая являются не­посредственным продолжением структур его монгольской части, то вероят­ность реализации землетрясений с «монгольскими» магнитудами, особенно вдоль зон магистральных сдвигов, и здесь достаточно высока, что и подтверди­ли сильные землетрясения осени 2003 г.


Исследования по данной теме были начаты в лаборатории геоморфоло­гии и неотектоники ИГиГ СО АН СССР под руководством д-ра геол.-мин. наук В. А. Николаева, продолжены в лабораториях геотектоники и тектонического моделирования (заведующие д-р геол.-мин. наук В. А. Соловьев и д-р геол.- мин. наук Б. М. Чиков), секторе аэрокосмической информации и ГИС-центре ОИГГМ СО РАН (заведующие канд. геогр. наук А. А. Мистрюков и канд. техн. наук И. С. Забадаев) и в лаборатории геологии кайнозоя и палеоклиматоло­гии ИГ СО РАН (заведующий канд. геол.-мин. наук В. С. Зыкин). Работа над рукописью, подводящей некоторый итог исследований, была завершена в лабо­ратории геологического моделирования ИГ ОИГГМ СО РАН (заведующий д-р геол.-мин. наук С.А. Тычков).


Полевые геоморфологические исследования проводились совместно с А. А. Мистрюковым, Е. М. Высоцким и А. Р. Агатовой. Зоны новейших разломов изучались в рамках международных экспедиций по проекту INTAS под руководством Н. Л. Добрецова и Я. Клеркса (Бельгия) совместно с Д. Дельво, Ф. Трефуа (Бельгия) и М. М. Бусловым. Строение опорных разрезов кайно­зоя Алтая обсуждалось непосредственно в экспедиции с В. С. Зыкиным. При подготовке монографии важны были консультации и поддержка А. К. Башарина, С. Ю. Беляева, Н. А. Берзина, П. М. Бондаренко, О. А. Вотаха, А. С. Гиб- шера, Я. М. Гутака, Е. В. Девяткина, И. А. Калугина, М. Л. Коппа, В. А. Кутолина; Н. Н. Крука, О. М. Полянского, Г. Г. Русанова, Н. В. Сенникова, В. Г. Трифонова, Б. М. Чикова. Автор всем искренне признателен.


Отдельная благодарность Фонду поддержки отечественной науки, оказав­шему финансовую помощь исследованиям автора на завершающем этапе.


Автор благодарен Е.В. Девяткину и Г.Ф. Уфимцеву, многие годы служив­шими ему образцом для подражания, с которыми он обсуждал многие аспекты своей работы и которые взяли на себя труд ее научной редакции.


Особую благодарность автор испытывает к А. С. Чекчурину, геологу-прак- тику, еще в школьные годы познакомившему автора с геологией и повлияв­шему на выбор его будущей профессии.


Глава 1


ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ОЧЕРК


Морфотектоника реконструирует тектонические процессы и выявляет структуры, анализируя морфологию земной поверхности. Наиболее эффектив­ны морфотектонические исследования в пределах новейших мобильных зон (яркий пример — Алтай), форма и расположение абсолютно всех крупных оро­графических и гидрографических элементов которых обусловлены кайнозой­скими тектоническими движениями. При описании отложений и тектоничес­ких структур необходимо дать их основные параметры и пространственное положение.


1.1. Местоположение, население и топонимика Алтая


Алтай — это огромная горная система, вытянутая в северо-западном на­правлении (рис. 1, 2). В середине XIX в. ее северная часть (треть территории горной системы) принадлежала России и называлась Русским Алтаем. Юж­ная часть (две трети) была территорией Китая и называлась Монгольским Алтаем. В 20-е годы XX в. большая часть территории Монгольского Алтая отошла к Монголии. В границах Китая осталась часть юго-западного склона Монгольского Алтая в пределах бассейнов Черного Иртыша и Чингиля, кото­рая стала называться в китайской литературе Китайским, Джунгарским или Сыньцзянским Алтаем.


В нашей стране в советский период название Русский Алтай практичес­ки не употреблялось. Использовались названия Горный Алтай для восточной части территории, входившей в РСФСР, и Рудный Алтай — для западной части территории, входившей в состав Казахской ССР. После распада СССР Рудный Алтай вошел в состав нового независимого государства — Казахста­на. В последние годы в зарубежной научной печати вновь используется на­звание Русский Алтай, но уже как синоним Горного Алтая, поскольку после­днее ничего не говорит зарубежному читателю. В отечественной литературе по-прежнему широко используется название Горный Алтай.


Алтай населяют народы трех языковых групп: славянской, тюркской и монгольской. Малочисленное население высокогорной части Алтая относится к тюркской и монгольской группам. Среднегорье и низкогорная периферия за­селены гуще. В Русском Алтае это алтайцы и казахи, в Монгольском Ал-



Рис. 1. Основные орографические единицы Алтая и его обрамления.

I — горные системы: 1 — Русский Алтай, 2 — Монгольский Алтай, 3 — Западный Саян и Тува, 4 — Хангай, 5 — Тянь-Шань; 6—8 — системы хребтов: 6 — Саур-Тарбагатайская, 7 — Джунгар­ский Алатау, 8 — Ханхухэй-Болнайская; 9, 10 — низкогорья: 9 — Казахский мелкосопочник, 10 — Салаир и Горная Шория; II — области чередования хребтов и впадин: 11 — котловина Больших Озер, 12 — Джунгарская Гоби, 13 — Заалтайская Гоби; равнины: 14 — Джунгарская, 15 — Западно-Сибирская; крупные межгорные впадины: 16 — Балхашская, 17 — Зайсанская, 18 — Убсунурская.


тае — монголы и казахи, которые живут и в Китае, и в Монголии. В север­ной и северо-западной частях, как на территории России, так и на территории Казахстана преобладает русское население. Казахи населяют южную часть Русского Алтая, юго-западный макросклон Монгольского Алтая и прилегающую Джунгарскую равнину на территории Китая. Часть казахского населения на территории Казахстана и Китая ведет кочевой образ жизни. Северо-восточ­ные предгорья и впадины Монгольского Алтая заселяют почти исключитель­но монголы, ведущие преимущественно кочевой образ жизни. Только в при­легающей к Русскому Алтаю зоне живут казахи. Население Джунгарии четко делится на кочевое и оседлое. Кочевое составляют казахи, а оседлое — китай­цы и уйгуры. Наиболее густо заселены северные предгорья Тянь-Шаня вдоль южной границы Джунгарии.




Рис. 2. Общая орографическая схема Алтая и его обрамления.


1, 2 — горные сооружения: 1 — высокогорья, 2 — среднегорья и низкогорья; 3 — равнины и межгорные впадины; 4 — современные озерные бассейны. Выделена территория, подробно анали­зируемая в главах 2 и 5.


Разнообразие народов, населяющих Алтай, нашло отражение в его топо­нимике. Так, на севере и северо-западе Русского Алтая русские топонимы прак­тически вытеснили исходные тюркские. На остальной территории Русского Алтая преобладают топонимы тюркского происхождения, а географические названия в Монгольском Алтае практически полностью монгольские. В пре­делах китайской части Алтая преобладают топонимы монгольского происхож­дения, но значительная часть названий мелких водотоков и населенных пунк­тов китайские [Мурзаев, 1962].


В настоящее время территория Алтая расположена в пределах четырех государств, что несколько осложняет его изучение. Однако исследования в Рудном, Горном и Монгольском Алтае, а до начала 60-х годов и в Китайском проводились советскими специалистами, поэтому в отечественной научной литературе содержатся многие необходимые для морфотектонического анали­за сведения. А с начала 90-х годов современные данные о геологическом стро­ении китайской части Алтая, остававшейся для российских специалистов бе­лым пятном, также стали доступны.


1.2. Предгорные впадины Алтая и осложняющие их горные сооружения


В отечественной геолого-геоморфологической литературе Алтай часто рассматривается как составная часть Алтае-Саянской горной области. Под этим названием объединяли северную часть Алтая (Рудный и Горный Алтай), Туву, Западный и Восточный Саяны. Хотя в морфологии и геологическом стро­ении этих горных сооружений много общего, но в физико-географическом отношении такое объединение не вполне обоснованно, а при морфотектони­ческом анализе оно представляется нам абсолютно неприемлемым. Объеди­няются резко различные в геодинамическом отношении территории и выпа­дают из рассмотрения монгольская и китайская части Алтая и сопряженный с ними Гобийский Алтай, являющиеся ключевыми для понимания механизма нео- тектонической эволюции региона.


Когда горные сооружения Алтая рассматриваются как единое целое, ясно, что эта горная система входит в число крупнейших в Центрально-Азиатском горном поясе. Она протягивается с северо-запада на юго-восток более чем на 1500 км, а если считать продолжающую ее на юго-востоке субширотную цепь хребтов Гобийского Алтая, — то и на 2250 км. Горная система Алтая клино­видно расширяется к северо-западу: с 50 км на крайнем юго-востоке до 500 км на северо-западе. В юго-восточной части Алтай представляет собой цепочку горных массивов, которая в направлении на северо-запад замещается сначала системой из двух-трех субпараллельных хребтов, а затем системой из более чем десяти веерообразно расходящихся хребтов, имеющих простирание от юго­западного до северного.


Горные сооружения Алтая представляют собой обширный выход на по­верхность скальных пород палеозоя и протерозоя среди поля менее литифици- рованных кайнозойских и мезозойских образований. Граница горных соору­жений, как правило, совпадает с геологической границей разломного генезиса между приподнятыми областями развития палеозойско-протерозойского ком­плекса пород и мезокайнозойскими отложениями впадин, поэтому она на боль­шей части своей протяженности проводится однозначно [Селиванов, 1972].


Сложнее вопрос в отношении границ Алтая с другими горными соору­жениями. Эти границы также имеют тектоническую природу, но, поскольку они представлены не отдельными новейшими разломами, а системами разрыв­ных нарушений, приходится выделять зоны перехода к соседним горным со­оружениям. В пределах этих зон морфологические и геодинамические пара­метры обнаруживают сходство с обоими граничащими горными сооружениями, и в зависимости от пристрастий исследователя в границы рассматриваемого горного сооружения зоны перехода могут включаться частично, полностью или вообще не включаться. По нашему мнению, зоны перехода следует выделять как таковые, и дискуссии, где именно в их пределах проходит «главная» оро­графическая и неотектоническая граница, неконструктивны.


На севере горы Алтая граничат с Западно-Сибирской равниной и отделе­ны зоной перехода от низкогорий Салаира и Горной Шории. Граница с Запад­но-Сибирской равниной на протяжении почти 200 км прямолинейна, выраже­на в рельефе в виде уступа, совпадающего с параллелью 52° с.ш. Этот уступ в научной литературе часто называют «фасом Алтая». Он имеет взбросовый генезис [Лоскутов, 2002] и разделяет область аккумулятивного рельефа пред­горий и выработанный в палеозойских породах рельеф Алтая. Вершины гор­ных сооружений Алтая непосредственно у северной границы имеют абсолют­ные высотные отметки 600-1000 м. К Алтаю примыкает наклонная предгорная равнина (Предалтайская) с высотами 270-320 м. Далее на север ее сменяет субгоризонтальное Приобское плато. В данной работе мы называем эту тер­риторию Бийско-Барнаульской впадиной.


В пределах Предалтайской равнины в непосредственной близости распо­ложены два вытянутых в северо-восточном направлении увала, возвышающих­ся над равниной до 50-80 м. Длина одного из них — Колыванского — достига­ет 90 км, а Ануйского — 40 км. Они фиксируют пликативные деформации чехла Бийско-Барнаульской впадины в результате давления со стороны Алтая.


Приобское плато делится долиной Оби, ширина террасового комплекса которой достигает 70 км, на право- и левобережную части. Правобережная часть граничит на юге с Алтаем, а на востоке — с Салаиром. Абсолютные вы­соты в ее пределах составляют 290-400 м. Левобережная часть имеет высо­ты 170-290 м. Для всей территории Приобского плато характерны прямоли­нейность и жесткая ориентация долин притоков Оби в северо-восточном направлении. Особенно отчетливо это проявлено в левобережье, разделенном на систему параллельных увалов шириной 15-30 км, между которыми распо­ложены ложбины, занятые многочисленными озерами и частично используе­мые долинами современных водотоков.


На западе северная граница Алтая имеет юго-западное простирание, она не прямолинейна и образована погружением палеозойских пород под рыхлые осадки Бийско-Барнаульской впадины. Абсолютные отметки аккумулятивной равнины здесь составляют 220-300 м, а горных сооружений, представленных полосой мелкосопочника, всего 350-470 м.


Южнее граница Алтая поворачивает на 90°, приобретает устойчивое юго­восточное простирание и протягивается в этом направлении более чем на 1500 км. На самом северном ее отрезке Алтай граничит с Казахским мелко- сопочником. На этом участке граница достаточно условна, поскольку морфо­логически и геологически нижняя ступень горных сооружений Алтая и Казах­ский мелкосопочник очень сходны. Мы считаем целесообразным включать в пределы Алтая Калбинский хребет и проводить границу по его юго-запад­ному подножию, через Чарскую впадину к Зайсанской впадине, которые игра­ют роль предгорных равнин.


Высота приграничной части Калбинского хребта растет с запада на вос­ток с 500 до 1500 м. Аккумулятивное днище Чарской впадины имеет высоту 430-490 м. От Зайсанской впадины горные сооружения Алтая отделены сис­темой отчетливых тектоногенных уступов. Высота горных сооружений на бров­ке уступов составляет 900-1200 м, высота прилегающей аккумулятивной рав­нины — 480-500 м. Зайсанская впадина представляет собой типичную межгорную равнину, отделяющую Алтай от горных сооружений Саура-Тарба- гатая. Она вытянута в юго-восточном направлении, имеет ширину около 100 км, а длину до 400 км. Западная часть впадины занята озером Зайсан — одним из крупнейших водных бассейнов региона. В восточной части впадины рас­положен обширный массив бугристых песков. Высота днища впадины состав­ляет в центральной части 400-450 м с отдельными возвышенностями до 500­700 м. К югу высоты увеличиваются до 900 м.


Далее на юго-восток Алтай граничит с Джунгарской впадиной, практи­чески составляющей одно целое с Зайсанской как в морфологическом, так и в геологическом отношении. Они соединены между собой проходом между горными сооружениями Саура-Тарбагатая и Алтая. Граница Алтая с Джунгар­ской впадиной имеет вид отчетливого уступа, по которому скальные породы горных сооружений сменяются рыхлыми отложениями, выполняющими впади­ну. Горы Алтая вблизи уступа имеют высоты 800-1700 м, редко до 2200 м. Высоты прилегающей части Джунгарской равнины составляют 500-700 м. В западной части равнина представляет собой слабо расчлененную песчано­галечную поверхность с отметками 600-800 м, в которую на 50-100 м углуб­лены озерные котловины и долины основных водотоков.


В центральной части впадины расположена песчаная пустыня Гурбан- тюнгют, имеющая длину и ширину до 250 км. Высота песчаной поверхности 400-900 м. Относительная высота песчаных гряд и барханов составляет 10­50 м, редко до 100 м. Восточную часть впадины занимает каменистая пустыня Джунгарская Гоби. Она представляет собой холмистую денудационную рав­нину, выработанную в палеозойских и протерозойских породах, и генетически близка к Казахскому мелкосопочнику. В ее пределах встречаются отдельные впадины и небольшие горные хребты. От горных сооружений Алтая Джун­гарская Гоби отделена отчетливым тектоногенным уступом. Ее высота состав­ляет 1050-1500 м. Высота прилегающей части Алтая 1800-2800 м. Примерно на равном расстоянии между Алтаем и Китайским Тянь-Шанем в пределах Джунгарской Гоби расположены цепью с запада на восток ромбовидные в плане хребты высотой 2100-3200 м: Байтык, Иххавтгийн-Нуру, Хурен-Богдын- Нуру, Тахийн-Шара-Нуру и др. По обе стороны гор протягиваются впадины с аккумулятивными равнинами в пределах днищ. Одна из них — Барун-Хурай- ская впадина, расположена на границе с Алтаем, высота ее днища 1100-1300 м, длина до 250 км, а максимальная ширина 80 км.


Далее на восток хребты Монгольского Алтая сменяются цепочкой ко­ротких хребтов и горных массивов Гобийского Алтая, протягивающегося при­мерно до 103° в.д. С юга он граничит с впадиной Хатан-Сулдын-Тал Заалтай- ской Гоби. В пределах Заалтайской Гоби параллельно Гобийскому Алтаю со смещением к югу расположено восточное продолжение Китайского Тянь-Ша­ня — Гобийский Тянь-Шань. Между Гобийским Алтаем и Гобийским Тянь- Шанем продолжается цепь хребтов, начинающаяся на южной границе Барун- Хурайской впадины. Иногда ее называют южной цепью Гобийского Алтая.


Следует отметить, что Гобийский Тянь-Шань и Гобийский Алтай, также как и протянувшаяся между ними безымянная цепь горных массивов, морфо­логически отличаются от основных горных сооружений Алтая и Тянь-Шаня.


По существу, это самостоятельная морфотектоническая область, сформирован­ная в зоне крупного субширотного разлома, ограничивающего с юга Монголь­скую микроплиту. С севера цепь горных массивов Гобийского Алтая отделена от Хангайского нагорья системой впадин Долины Озер. Северная граница Го­бийского Алтая фиксируется по отчетливому уступу, связанному с разломом, вдоль которого в XX в. неоднократно происходили сильные землетрясения.


В пределах Долины Озер на север от Гобийского Алтая, на расстоянии 10-20 км от него, протягивается система передовых хребтов параллельно Мон­гольскому Алтаю. Их границы имеют вид тектоногенных уступов. Эта система отделена от Гобийского Алтая впадиной Увэр-Холой. Длина впадины около 175 км, ширина 10-25 км, высота аккумулятивного днища уменьшается с запада на восток от 1800 до 1300 м. Система передовых хребтов — это четыре срав­нительно невысоких ромбовидных хребта, вытянутых цепью с востока на запад: Нарийн-Харын-Нуру (1600-1800 м), Улан-Аргалант (2500 м), Дунд-Аргалант (2300-2400 м) и Хара-Аргалантын-Нуру (2600-2700 м). С севера их отделяет от Хангая впадина Улан-Шалын-Холой, входящая в систему Долины Озер.


На северо-запад от Долины Больших Озер расположена система впадин под объединяющим названием Котловина Больших Озер. Она служит элемен­том, разделяющим горные сооружения Алтая и Хангая. В отличие от границы Алтая с Джунгарией, северо-восточная граница достаточно сложна. Компакт­но расположенные горные сооружения Монгольского Алтая отделены цепью узких предгорных впадин (Предалтайских) от передовой цепи хребтов Алтая, которые, в свою очередь, отделены более крупными депрессиями от Хангая.


В зоне сочленения Котловины Больших Озер и Долины Озер Монголь­ский Алтай ограничен с севера Бэгэрской впадиной. Длина ее более 150 км, ширина 20-35 км, высота центральной части 1300-1400 м, вблизи горных со­оружений около 2000 м. От Монгольского Алтая впадина отделяется отчетли­вым прямолинейным уступом. Высота прилегающих горных сооружений 2800­3700 м. Цепь передовых хребтов образуется вытянутыми на северо-запад хребтами Хан-Тайширын-Ула и Хан-Тайширын-Нуру высотой 3000-3100 м, сум­марной длиной 125 км и шириной 15-20 км. От Хангая их отделяет ложбина шириной 20-50 км с высотой днища 1800-2000 м.


Далее на запад Алтай ограничен с севера субширотной впадиной Шар- гын-Гоби длиной около 200 км, шириной до 100 км и отделен от нее отчетли­вым уступом. Высота гор вблизи уступа 2500-2700 м, аккумулятивной пред­горной равнины 1300-1400 м, центральной части впадины 1000-1100 м. С северо-востока впадину ограничивают ромбовидные в плане хребты Хасагт- Хайрхан и Дарвийн-Нуру. Хребет Хасагт-Хайрхан длиной 125 и шириной 30 км продолжает к северо-западу систему передовых хребтов Хан-Тайширын- Ула и Хан-Тайширын-Нуру. Высота хребта увеличивается с запада на восток с 2100 до 3500 м. Хребет Дарвийн-Нуру занимает среднее положение между этой системой и системой передовых хребтов, ограничивающих с северо-вос­тока впадину Цэцэг-Нур. Он имеет треугольную форму, ограничен со всех сто­рон тектоногенными уступами. Его длина до 85 км, а ширина 12-25 км, высота 2400-2600 м.


Северо-западнее Алтай ограничен впадиной Цэцэг-Нур, вытянутой в се­веро-западном направлении. Ее длина 100, а ширина до 25 км. Горы и впадину разделяет отчетливый уступ. Высота гор вблизи уступа 2600-2800 м. Плоское аккумулятивное днище впадины имеет высоту 1600-1800 м. С северо-востока впадину обрамляет ближняя система передовых хребтов северо-западного простирания: Батар-Хайрхан (3100-3900 м), Батарын-Нуру (3000-3400 м), Су- тай-Ула (3700-4000 м) и др. Главные вершины этой цепи - Мунх-Цаст (3984 м), Сутай (4090 м) и Богдо-Ула (3725 м) - имеют плоские вершины, располо­женные выше снеговой линии и увенчанные куполами ледников. На северо- западе ближняя система передовых хребтов подходит вплотную к основной части Монгольского Алтая и отделяется от него глубокой тектоногенной лож­биной. Высота ее днища около 2400 м при высоте примыкающих хребтов 3600-3900 м.


Северо-восточнее расположена дальняя прерывистая система передовых хребтов, включающая хребты Дзун-Джаргалат (3300-3700 м) и Бумат-Хайр- хат (2900-3400 м). Она вытянута вдоль границы Монгольского Алтая в северо­западном направлении на расстоянии 40-60 км от него. Хребты имеют в пла­не форму вытянутых ромбов. Их длина 50-75 км, а ширина 15-20 км. На северо-востоке они граничат по тектоногенным уступам с аккумулятивными и денудационными равнинами впадин, входящих в систему Котловины Больших Озер, имеющих высоту 1100-1400 м и отделяющих дальнюю систему передовых хребтов от Хангая. От ближней системы передовых хребтов рассматривае­мые горные сооружения отделены Дзэрэгской впадиной. Ее протяженность бо­лее 150 км, а ширина 20-25 км. Высота днища впадины составляет 1100-1200 м.


Далее на северо-запад горные сооружения основной части Монгольского Алтая до самой границы с Россией ограничены с северо-востока относитель­но прямолинейным уступом, отделяющим последовательно горы Алтая от впа­дин Кобдинской и Ачит-Нур. Между впадинами расположен передовой хре­бет Цамбагарав-Ула. В отличие от большинства ранее рассмотренных горных сооружений передовой системы он имеет треугольные в плане очертания и сложное строение. Этот хребет состоит из трех сближенных массивов. Два из них — Таван-Билчрийн-Ула (3657 м) и Майхан-Ула (3069 м) — ромбичес­кой формы. Третий, более крупный (Цамбагарав-Ула), в плане представляет собой равносторонний треугольник. Его основные вершины (4208, 4148, 3705 м) имеют уплощенную форму, расположены выше снеговой линии и покрыты ледово-фирновыми шапками. Вершины с отметками 3650 м уже лишены оле­денения. От основной части Монгольского Алтая рассматриваемый массив отделен прямолинейной тектоногенной ложбиной с высотой днища 2400­2500 м при высотах прилегающих хребтов 3500-4000 м.


Восточнее рассмотренного массива отделенный от него долиной р. Коб- до-Гол расположен хр. Алтан-Хухийн-Нуру, входящий в дальнюю цепь пере­довых хребтов. Хребет имеет длину 50 км, ширину 25 км, высоту 3000-3300 м.


Кобдинская впадина имеет изометричную форму, ширину более 150 км и уплощенное аккумулятивное днище с отметками 1200-1300 м. Примыкающая к ней часть Алтая имеет высоту 2700-3000 м.


Впадина Ачит-Нур расположена на границе с Россией, которая проходит по водоразделу бассейнов Чуи и Кобдо. Ширина впадины 50 км, длина около 100 км. Высота аккумулятивной части днища около 1500 м, а денудационной части, сложенной палеозойскими породами, достигает 2000 м. Высота отделен­ных уступом горных сооружений Монгольского Алтая составляет 2700-2800 м. К востоку от впадины расположен сложно построенный горный массив, вклю­чающий в себя хр. Тургэн-Ула и горный массив Мунгун-Тайга. Основные вер­шины горных сооружений Мунгун-Тайга (3976 м), Тургэн (3965 м) и Хара-Тарва- гатайн-Даба (4037 м) с высотой 3400-3500 м покрыты ледниками и фирновыми полями. Сами горные сооружения вытянуты в северо-западном направлении примерно на 200 км при ширине 20-50 км.


К востоку от них расположены котловины Урэг-Нур и Убсу-Нур. Это разделяющие элементы, отметки их аккумулятивных днищ 1500-1600 и 800­1000 м соответственно. Между впадинами расположен самый северо-западный из передовых хребтов Монгольского Алтая — Хан-Хухогийн-Нуру, длина его 75 км, ширина 15 км, высота около 2900 м. На юге он сближается с хр. Тургэн- Ула. Расположенные к востоку от впадины Убсу-Нур горные сооружения вхо­дят уже в систему Хангая, а ограничивающие ее с севера — в систему Тан- ну-Ола Тувы.


Далее на северо-запад граница Алтая проходит уже по территории России. Здесь сложно провести границу, поскольку горные сооружения Тувы и Запад­ного Саяна, с одной стороны, и Алтая, с другой, разделены широкой зоной, ко­торая как по геологическим, так и по геоморфологическим критериям может быть отнесена и к той, и к другой горной системе. Если Чулышманский (Баш- каусский, Улаганский) хребет еще можно отнести к горной системе Алтая, то отделенное от него долиной р. Чулышман, приуроченной к крупной разломной зоне, Чулышманское плоскогорье относится к переходной зоне.


Восточная граница переходной зоны проходит по западным подножиям хребтов Абаканского и Шапшальского. Помимо Чулышманского плоскогорья зона перехода включает в себя небольшие хребты Ельбек-Тулар-Кыр и Плос­кий, Сайгонышскую, Джулукульскую, Каргинскую и Урэг-Нурскую впадины, а также грабен Телецкого озера. Вся переходная зона разбита на изометричные ромбовидные блоки, которые выстраиваются как в структуры северо-западного простирания, характерные для Алтая, так и в структуры северо-восточного простирания, характерные для Западного Саяна и горных сооружений Тувы. Поскольку в новейшее время переходная зона функционирует в едином с Алтаем геодинамическом режиме, мы включаем ее в его пределы и рассмат­риваем совместно.


К северу от Телецкого озера граница горных сооружений Алтая круто поворачивает на запад и по связанным с одной разломной зоной истоку Бии и долине Иши соединяется с передовым уступом Алтая, с описания которого мы начали рассматривать местоположение горной системы в нашем вариан­те. Севернее этой границы развит мелкосопочный рельеф Салаира, а северо- восточнее — Горной Шории.


1.3. Горные сооружения Алтая


Рельеф Алтая достаточно однообразен и представляет собой чередова­ние высоких горных цепей, состоящих из похожих друг на друга отдельных хребтов и горных массивов, стоящих один за другим или кулисообразно, до­лин крупных рек и межгорных впадин (рис. 3). Хребты представляют собой отдельные тектонические блоки и их системы, а впадины и долины рек при­урочены к относительно опущенным неотектоническим блокам или зонам молодых разломов. Горы Алтая - это молодые сооружения, возникшие в кай­нозое на месте позднемелового-раннепалеогенового пенеплена. Слабо подверг­шиеся новейшей активизации Казахский мелкосопочник, Джунгарская Гоби и Заалтайская Гоби дают представление о рельефе, существовавшем в преде­лах рассматриваемой территории до новейшего орогенеза. Связь современ­ного рельефа с молодыми тектоническими движениями проявлена здесь настолько ярко, что Алтай наряду с Тянь-Шанем явился полигоном, на ко­тором зародилась неотектоника как особое научное направление [Обручев, 1940, 1947].


В масштабах горной страны разница в абсолютной высоте хребтов не всегда приводят к морфологическим различиям. Высота равнин, над которыми возвышаются горы, увеличивается с северо-запада на юго-восток с 200-300 до 1300-1800 м, а высота снеговой линии в том же направлении - с менее 3000 до более 4000 м. В морфологическом отношении хребты высотой 2000 м на севере Русского Алтая являются аналогами хребтов с высотами более 3500 м на восточном окончании Гобийского Алтая. В морфологическом отношении можно выделить гобийский и монгольский типы горных сооружений.


Гобийские хребты более узкие и компактные, они не образуют сплошной горной цепи, а расположены на расстоянии друг от друга по одной линии. Этот тип характерен и для системы передовых хребтов Монгольского Алтая в юго­восточной ее части и ограниченно развит на юго-востоке Русского Алтая. Монгольский тип характерен для Монгольского и Русского Алтая. Это протя­женные широкие массивные хребты, образующие сплошные горные цепи, раз­деленные системами изолированных межгорных впадин, являющихся вторым главным орографическим элементом Русского и Монгольского Алтая. В ряде случаев в осевых частях хребтов монгольского типа расположены выступы, морфологически сходные с хребтами гобийского типа.


В пределах Алтая границы хребтов часто не определены и на картах разных масштабов существенно различаются. Зачастую один орографичес­кий элемент имеет разные названия отдельных своих частей, еще чаще не­сколько разнородных орографических элементов объединены одним назва­нием. Насколько нам известно, горные сооружения Алтая еще не описывались в едином ключе, и предлагаемое описание при данной детальности первое в своем роде. Мы старались упорядочить орографическую структуру, устраняя лишние название при объединении орографических элементов и вводя свои названия для вновь выделяемых.




Рис. 3. Схема расположения основных горных сооружений Алтая.

1 — Арц-Богдын-Нуру; 2 — Зун-Богд; 5 - Их-Богдын-Нуру; 4 - Баян-Цаган-Нуру; 5 - восточное окончание Монгольского Алтая; 6 — выступ в его пределах; 7 — субширотный отрезок Монгольского Алтая; 8 - Хувчийн-Нуру; 9 - Адж-Богд; 10 - Их-Таянгийн-Нуру; 11 — Худжиртын-Овгар; 12 — Хонгор-Хайран; 13 — Мунх-Хайрхны-Нуру; 14 - Шара-Нуру; 15 - Южный Монгольский Алтай, 15 - его нижняя ступень; 16 — Ёлт-Ула; 17 — Северный Монгольский Алтай, 17 - его нижпяя ступень; 18- Хух-Сэрхтийн-Нуру; 19 - Хунгийн-Нуру; 20 - Сайлюгем; 21 — Шара-Давапы-Нуру; 22 — Найрамдальский; 23 — Согостып-Нуру; 24 — Укок; 25 - Чихачева, 25 - Тапдуайрский; 26 - Цэнгэл-Хайрхан-Нуру; 27 — Южно-Чуйский; 28 — Северо-Чуйский; 29 — Катупский; 30 — Листвяга; 31 - Зыряновский; 32 - Калбинский; 33 - Нарымский; 34 - Курчумский и Южный Алтай; 35 — Маркакольские; 36 — Зайсапская полоса мелкосопочника; 37 - Теректинский; 38 - Коргонский и Тигирецкий; 39 — Убипские; 40 — Ивановский и Холзуи; 41 — Ульбипские; 42 — Бащелакский; 43 —Северная полоса низкогорья; 44 - Апуйский; 45 - Чергипский; 46 — Семинский; 47 — Иолго; 48 — Айгулакский; 49 — Курайский; 50 — Чулышманский; 51 — Чулышманское плоскогорье; 52 - Куминские; 53 — Сумультинский; 54 — Байтык; 55 — Иххавтгийн-Нуру; 56' — Хурен-Богдып-Нуру; 57 — Тахийн-Шара-Нуру; 58 — Нарийн-Харын-Нуру; 59 — Улап-Аргалапт; 60 — Дунд-Аргалант; 61 — Хара-Аргалантын-Нуру; 62 — Ханп-Тайширын-Ула; 63 — Хан-Тайширын-Нуру; 64 — Хасагт-Хайрхан; 65 — Дарвийн-Нуру; 66 — Сутай-Ула; 67 — Батарын-Нуру; 68 — Батар-Хайрхан; 69 — Дзун-Джаргалат; 70 - Бумат-Хайрхат; 71 — Цамбагарав-Ула; 72 — Алмат-Хухийн-Нуру; 73 — Тургэн-Ула; 74 — Мунгуп-Тайга; 75 — Хап-Хухогийн-Нуру.

Штриховкой на схеме обозначены межгорные впадины.


С востока на запад в цепи Гобийского Алтая насчитывается четыре хребта гобийского типа: Арц-Богдын-Нуру, Зун-Богд, Их-Богдын-Нуру, Баян-Цаган-Нуру. Все они ограничены крутыми прямолинейными тектоногенными уступами.


Хребет Арц-Богдын-Нуру имеет длину до 100 км и ширину 10-15 км. Его высота в водораздельной части 200-2400 м. Главная вершина — Их-Баян-Ула (2477 м). Хребет окружен предгорной пролювиаль-ной равниной (1500-1250 м). Ширина ее от 10 до 25 км. Высота плоских днищ окружающих котловин 1000-1200 м. Хребет Зун-Богд имеет ромбовидную форму. Его длина 50 км, максимальная ширина 20 км, высота 3000-3500 м (гора Богдын-Тэр-гун — 3590 м). Хребет обрамлен предгорной равниной, ширина которой 10-15 км, а высота от 2000 до 1500 м. Высота днищ обрамляющих котловин Долины Озер и Заалтайской Гоби 1300 и 1000 м соответственно.


Для хр. Их-Богдын-Нуру характерен плоский водораздел длиной около 75 км, шириной 15-20 км и высотой 2500-2900 м. В центральной его части расположен ромбовидный выступ с высотами 3500-3900 м. Главная вершина Тэргун-Богд (Баги-Богдо-Ула) имеет высоту 3957 м. Наклонная предгорная равнина шириной до 10 км понижается от хребта к впадинам с 2200 м до 1500 м до юге и 1200 м на северу. Хребет Баян-Цаган-Нуру является западным окончанием Гобийского Алтая. На одной долготе с его западным краем (98°30'в.д.) со смещением к югу на 20 км расположено восточное окончание Монгольского Алтая. Хребет имеет ромбовидную форму. Длина его 40 км, ширина до 10 км. Высота уплощенного водораздела 3000-3400 м. Хребет окружает наклонная аккумулятивная равнина шириной 10-20 км с высотами 2400-2200 м на юге и 2440-1500 м на севере.


Восточное окончание Монгольского Алтая на протяжении 250 км имеет вид широкого плато северо-западного простирания. Ширина его практически неизменна — 55—75 км, высота 2200—2900 м. С юга прямолинейный уступ от­деляет его от наклонной аккумулятивной предгорной равнины с высотой от 1800-2000 до 1200-1400 м. Южнее равнина переходит в систему впадин пред­горного прогиба, отделяющего Алтай от увалистых возвышенностей и впадин Заалтайской Гоби: Дзахуйн-Гоби, Дзармангийн-Гоби и Дэрсний-Гоби.


Вдоль северной границы плато идет цепь ромбовидных в плане подня­тий Джахвлант-Нуру, морфологически сходных с хребтами Гобийского Алтая. С востока на запад ее образуют хребты Гичигнийн-Нуру (3000-3300 м), Эмэлцегийн-Нуру (3000-3500 м), Джахвлант-Нуру (3500-3700 м), Цахир-Хал- гын-Нуру (3100-3600 м) и Бурхан-Будай (3200-3700 м). Их длина 30-50 км и ширина 10-15 км. Эта цепь ограничена протяженным уступом, отделяющим ее от предгорной равнины с высотами 2500-2000 м, которая севернее грани­чит с Бэгэрской впадиной Предалтайского прогиба и впадиной Улан-Шалын- Холой, относящейся к Долине Озер. В восточной части предгорной равнины на западном продолжении Гобийского Алтая имеется ряд небольших изометричных поднятий с высотами 2600-2800 м (Бор-Хайран, Эрдэнэ-Ула, Чандмань- Ула и др.).


Западнее между 94° и 96° в. д. расположен субширотный отрезок Мон­гольского Алтая. Лежащее к востоку от него плато здесь расщепляется, обра­зуя в промежутке Сухайтын-Холойскую (Алаг-Нурскую) впадину треуголь­ной формы. С севера ее обрамляет субширотная часть Монгольского Алтая, с юга — хр. Их-Таянгийн-Нуру, а с запада хребты Хувчийн-Нуру и Адж-Богд — юго-восточное продолжение основной части Монгольского Алтая, вытянутой с северо-запада на юго-восток. В морфотектоническом отношении именно в рассматриваемом сложно построенном районе, а не восточнее, как это показа­но на физико-географических картах, происходит смена горных сооружений гобийского типа монгольскими.


Хребет Адж-Богд вытянут в северо-западном направлении. Его длина 85 км, ширина 40 км, высота осевой части 3500-3800 м. Хребет имеет асиммет­ричное строение. Его юго-западный склон ограничен крутым уступом, север­но-восточный пологий. У основания склонов расположена наклонная равнина с высотами 2000-1400 м. Хребет Хувчийн-Нуру расположен северо-западнее со смещением к западу так, что его северо-восточный склон находится на од­ной линии с юго-западным склоном хр. Адж-Богд. Ширина хребта 20-30 км, длина около 50 км, высота 2300-2600 м. Его северо-восточный склон крутой, образован двумя кулисообразно расположенными уступами. Юго-западный склон полого погружается под осадки Барун-Хурайской впадины. Хребет Их- Таянгийн-Нуру имеет длину 50 км, ширину 15 км, высоту 2800-3200 м.


Широтный отрезок Монгольского Алтая разбит системой глубоких при­разломных сквозных долин на группу изометричных блоков. С севера от Шар- гын-Гобийской впадины их отделяют крутые уступы субширотного, северо­восточного и северо-западного простирания. Южные склоны относительно полого погружаются под осадки Алаг-Нурской впадины. С востока на запад в


пределах рассматриваемой территории расположены разноориентированные хребты и горные массивы: Хара-Адзрагын-Нуру (3000-3100 м), Хан-Джарга- лантын-Нуру (2900-3200 м), Угалдзийн-Нуру (2600-3000 м) и Алаг-Хайрхан (3500-3700 м).


Видимые различия в морфологии горных сооружений восточного оконча­ния Монгольского Алтая и его остальной части настолько сильны, что границу между Монгольским и Гобийским Алтаем исследователи уже давно единодуш­но проводят не там, где она указана на географических картах, а западнее, в рай­оне Сухайтын-Холойской (Ачит-Нурской) впадины [Мурзаев, 1952; Синицын, 1959; Селиванов, 1972; и др.]. Как будет показано далее, это обоснованно и в геодинамическом отношении, поэтому, говоря о системе Гобийского Алтая, мы всегда включаем в него субширотное южное окончание Монгольского Алтая.


Западнее 94° в. д. начинается собственно система хребтов Монгольского и Русского Алтая, которая постепенно расширяется в северо-западном направ­лении. На юго-восточном окончании ее ширина от северо-восточного до северо­западного пограничного уступа составляет 50 км. Вдоль северо-восточной гра­ницы горной системы протягивается хребет длиной 250 км и шириной до 50 км. С северо-запада он ограничен долиной р. Тугрэг-Гол, с северо-востока — Цэцэг- Нурской впадиной, а с юго-запада — долиной р. Бодойчийн-Гол и Барун-Ху- райской впадиной. Как и многие хребты Монгольского Алтая, он не имеет названия и, поскольку образует региональный водораздел между бассейнами Котловины Больших Озер и Джунгарии, обозначается на картах как Монголь­ский Алтай.


По одной из вершин мы назовем его Худжиртын-Овгар. Северная часть хребта сильно раздроблена, представляет собой серию сближенных возвышен­ностей, сходных по высоте и разделенных глубокими седловинами. С четырех сторон хребет окружен крутыми уступами. Высоты его водораздельной части на севере 3300-3700 м, а на юге 3200-3500 м. На северо-западном продолже­нии хребта расположено увалистое плато длиной 80 км и шириной до 50 км. По одной из вершин мы называем его Хонгор-Хайран. С северо-запада и юго- востока оно ограничено долинами рек Буянт-Гол и Тугрэг-Гол, а с юго-запада глубокой протяженной приразломной ложбиной. Северо-восточная часть пла­то постепенно погружается под осадки Дзэрэгской впадины. Основные вер­шины плато имеют высоты 3200-3300 м.


Параллельно описанной горной цепи к юго-западу от нее и с кулисооб­разным смещением к северо-западу расположен хр. Мунх-Хайрхны-Нуру (Мунх-Хайрхан). С северо-запада он ограничен Дэлунской впадиной. Южное окончание хребта упирается в Барун-Хурайскую впадину, с северо-востока и юго-запада от соседних горных хребтов Монгольского Алтая хребет отделен протяженными тектоногенными ложбинами, на севере они частично использо­ваны верховьями мелких водотоков, а в южной части — реками Бодойчийн- Гол и Булган-Гол. Высоты хребта составляют 3500-4300 м. Длина хребта око­ло 150 км, а ширина около 50 км. В его осевой части на уплощенных вершинах Мунх-Хайрхан (4362 м), Бугатын-Улан (4041 м) и других расположены ледо­во-фирновые шапки. На западном склоне они встречаются на вершинах с высо­тами до 3600-3700 м. На южной границе между окончанием хребта и Барун- Хурайской впадиной к нему примыкают три мелких изометричных массива (горные массивы Шара-Нуру) с поперечными размерами 35-40 км и высота­ми 3200-3500 м (хребты Шара-Нуру, Шадзгайтын-Нуру и Их-Нуру).


Далее на запад, параллельно общему простиранию горной системы, с ку­лисообразным смещением к северо-западу расположен крупный хребет, юго­западная часть которого граничит уже с Джунгарской впадиной. По водораз­делу хребта проходит государственная граница Китая и Монголии. На картах этот хребет протягивают до самой границы с Россией, где он упирается в Бертекскую впадину. На всем своем протяжении он именуется Монгольским Алтаем. В отдельных работах его называют Пограничным или Магистраль­ным. В действительности он не достигает территории России.


Фактически рассматриваемый хребет состоит из трех орографических элементов, разделенных глубокими тектоногенными ложбинами, которые мы называем Южный Монгольский Алтай, горный массив Елт-Ула и Северный Монгольский Алтай. Их суммарная протяженность в северо-западном направ­лении превышает 400 км. Принцип проведения государственной границы по водоразделу не соблюдается в пределах массива Елт-Ула, где граница прохо­дит по юго-западному подножию наиболее возвышенной части массива. Се­верная и южная части хребта вытянуты в одном направлении, но северная смещена к западу примерно на 50 км.


Хребет Южный Монгольский Алтай в южном окончании не совпадает с обозначением хр. Монгольский Алтай на картах, поскольку последнее назва­ние имеет там водораздельный, а не орографический смысл и применяется к хр. Мунх-Хайрхны-Нуру. Хребет имеет длину около 225 км и ширину 75­150 км. Его отличительной особенностью является резкое различие в строе­нии макросклонов. Северо-восточный склон хребта имеет вид простого уступа шириной в плане 15-40 км. Иногда в его пределах выделяется нижняя сту­пень. Юго-западный склон, граничащий с Джунгарской впадиной, имеет ширину от 75 до 125 км и разделен на ступени системой продольных уступов. В верх­ней его части развито приводораздельное плато с высотами 3000-3400 м, ши­риной до 20 км, протягивающееся вдоль всего хребта. Осевая часть хребта имеет высоты 3600-3800 м. В его северной части, в районе перевала Хара- Нурын-Даба, где окружающие высоты превышают 3800 м, на восточном скло­не расположен центр горно-долинного оледенения. С севера хребет ограничен уступами северо-восточного простирания от массива Елт-Ула и северо-запад­ного простирания от Дэлунской впадины. Нижняя ступень западного склона имеет высоты 1700-1900 м, средние ступени — 2200-3200 м.


Горный массив Елт-Ула имеет изометричные в плане очертания. Его высота 3300-3500 м, длина и ширина около 50 км. С северо-запада и северо- востока он граничит с Хара-Борэгской и Цаган-Эрэгской впадинами Монго­лии. С юго-запада и юго-востока массив ограничен отчетливыми уступами.


Хребет Северный Монгольский Алтай расположен к северо-западу от горного массива Елт-Ула. В морфологическом отношении он представляет собой плато. С севера оно ограничено впадинами озер Канас и Аккуль и лож­биной перевала Постигийн-Даба. На северо-востоке плато ограничено Хара-


Борэгской впадиной, а на юго-западе, по уступу, низкогорной ступенью, пере­ходной к Джунгарской равнине. Длина его около 100 км, а ширина наиболее высокой (3000-3600 м) части до 50 км. Поверхность плато отчетливо накло­нена к юго-западу. Северо-восточный склон короткий и крутой. Юго-запад­ный склон пологий, осложнен серией уступов.


Зона низкогорья, отделяющая плато от Джунгарской впадины, имеет уп­лощенную поверхность с высотами 1300-1800 м и объединяет горы Серксан, Чилим-Тал и Саир. К подножию уступа, отделяющего их от плато, приурочена цепочка небольших депрессий (Бурчун, Колгутан и др.). В юго-восточном на­правлении высоты переходной зоны снижаются до 800-900 м, и она имеет вид почти нерасчлененной, слегка приподнятой равнины. По направлению к расположенному к северо-востоку от нее массиву Елт-Ула в высотном диапа­зоне 2000-3000 м юго-западный макросклон Монгольского Алтая осложнен серией уступов, ориентированных параллельно осевой линии хребта.


Для северо-востока всего Монгольского Алтая характерны ромбовидные хребты, разделенные системами глубоких ложбин и впадин. Вдоль северо-вос­точной границы этой части горной страны два таких хребта. С северо-восто­ка они граничат с впадинами Предалтайского прогиба, с юго-запада — с меж- горными Дэлунской и Толбо-Нурской впадинами.


Хребет Хух-Сэрхтийн-Нуру имеет длину 100 км и ширину около 40 км. Его юго-западный склон круто обрывается к Дэлунской впадине, а северо-вос­точный полого погружается под осадки Кобдинской впадины. Осевая часть имеет уплощенную форму и высоты 3700-4000 м. Главная вершина (4019 м) покрыта ледово-фирновой шапкой.


Хребет Хунгийн-Нуру расположен на северо-западном продолжении хр. Хух-Сэрхтийн-Нуру. Его длина вместе с массивом Сайрын-Ула 80 км, а ши­рина около 40 км. С севера он ограничен долиной Кобдо-Гол, с юго-запада — Толбо-Нурской впадиной, а с юга и северо-востока — глубокими тектоноген- ными ложбинами. Высота водораздельной части хребта 3300-3800 м. На са­мых высоких вершинах (3820 и 3981 м) развиты ледово-фирновые шапки. На северо-западном продолжении хребта расположен пограничный с Россией хр. Сайлюгем.


Данный хребет имеет вид увалистого плато, вытянутого на северо-запад. Его длина 140 км, ширина около 70 км. Северное окончание хребта, ограничен­ное Чуйской впадиной, относится к территории России. Государственная гра­ница проходит по водоразделу бассейнов рек Чуя и Кобдо-Гол. Хребет огра­ничен на юго-западе впадиной Согог-Гол, на северо-востоке Богутинской и Ачит-Нурской впадинами. С юга хребет отделен долиной р. Кобдо-Гол от хр. Хургийн-Нуру. Его высоты в пределах 2800-3000 м. В западной части хребта на границе России возвышается изолированный горный массив с вы­сотами 3400-3500 м, который мы называем Саржематинским. Он находится на юго-восточном продолжении Южно-Чуйского хребта Русского Алтая.


К западу от хр. Хунгийн-Нуру в окружении Толбонурской, Цаган-Эрэг- ской и Согог-Гольской впадин расположен ромбовидный в плане хр. Шара- Даваны-Нуру. Длина хребта 110 км, ширина около 40 км. В северной части он сильно расчленен тектоногенными ложбинами. Там его высоты составляют 2600-2900 м. В южной части на водоразделах высота достигает 3200-3600 м. Главная вершина (гора Буянтын-Ула, 3661 м) покрыта ледниками.


Западнее, между впадинами Согог-Гол, Хара-Борэг и Цаган-Эрэг, на северном продолжении массива Елт-Ула, расположен треугольный в плане хр. Цэн- гэл-Хайрхан-Нуру. Длина хребта 75 км, ширина 50 км, высота осевой части 2700-3900 м. Он окружен со всех сторон впадинами и глубокими тектоноген- ными ложбинами. В районе максимальных высотных отметок (гора Цэнгэл- Хайран, 3943 м) развито современное оледенение.


К западу от описанного хребта находится высочайший хребет Монголь­ского Алтая, который по самой высокой вершине (гора Найрамдал, 4374 м) мы называем Найрамдальским. Его северный конец относится к территории Рос­сии и граничит с Бертекской впадиной. На топографических картах этот отре­зок хребта часто относят к хр. Южный Алтай, по водоразделу которого на этом участке проходят границы России и Казахстана с Китаем. Хребет вытянут в северо-западном направлении на 115 км, а ширина его 35-50 км. На северо- востоке и юго-западе он граничит с впадинами Цаган-Гол и Хара-Борэг. Вер­шинная поверхность хребта имеет вид плато с высотами 2600-3000 м. В осевой части плато расположен массив Табын-Богдо-Ола, высота которого достигает 3600-4300 м. В районе горы Найрамдал и других вершин с высотами 3600 м и более развито мощное современное оледенение.


Между Найрамдальским и Сайлюгемским хребтами лежит плоскогорье, разделенное мелкими впадинами на ряд ромбовидных массивов. С севера плос­когорье ограничивают Бертекская и Тархатинская впадины, а на юге — Сосог- Гольская и Цаган-Гольская. Высота плоских водораздельных поверхностей отдельных массивов колеблется в пределах 2800-3600 м. По одной из его составных частей мы называем это плоскогорье Согостын-Нуру. Его длина 47 км, а ширина до 50 км.


С северо-востока со смещением к северу его продолжает относящееся к России плоскогорье Укок. Государственная граница проходит по западным отрогам плоскогорья Согостын-Нуру, по водоразделу рек бассейнов Аргута и Кобдо-Гола. Плоскогорье Укок представляет собой слаборасчлененный хре­бет, ограниченный с юга Бертекской впадиной, с юго-запада долиной Бухтармы, а с севера долинами Джазатора и Коксу. Длина плоскогорья 135 км, ширина 30-40 км. Высота уплощенного водораздела увеличивается с 2500 м на пери­ферии до 3200 м в осевой части хребта.


Хребет Чихачева расположен на крайнем юго-востоке Русского Алтая, восточнее только горный массив Мунгун-Тайга. Хребет вытянут с севера на юг. Часть его восточного макросклона относится к Монголии. Длина хребта 60 км, ширина около 30 км. С севера хребет ограничен Джулукульской впадиной, с за­пада — Богутинской, а с востока долиной р. Моген-Бурен и впадиной Ачит-Нур. Высота водораздельной части хребта 3000-4000 м. В районе главной верши­ны Турген-Ула (4029 м) развито горно-долинное оледенение. С запада к хр. Чи- хачева примыкает ромбовидный горный массив, который мы называем Тапду- айрским. Он имеет длину и ширину около 25 км. Высота достигает 3500 м.


Южную часть Русского Алтая занимает система параллельных хребтов, вытянутых в субширотном направлении. Это плоскогорье Укок, Южно-Чуй- ский и Северо-Чуйский хребты.


Южно-Чуйский хребет имеет ромбовидную форму. Он ограничен с се­вера долинами Карагема, Талтуры и Чуйской впадиной, а с востока долиной Тархаты. Южный его макросклон короткий и ступенчатый, а северный более пологий. Высота хребта в осевой части на западном и восточном окончании 3300-3400 м, а в центральной части 3700-3900 м. Главная вершина Иикту име­ет высоту 3936 м. Центральная часть хребта является крупным центром совре­менного оледенения.


Северо-Чуйский хребет расположен севернее со смещением к западу, имеет форму вытянутого треугольника. Его длина около 120 км, ширина до 50 км. С севера он ограничен долиной Чуи и Курайской впадиной, с запада долиной Катуни, с востока Чуйской впадиной. В северной части хребта выде­ляется ступень с высотами 2000-2500, в западной части с ним смыкается изо- метричный ромбовидный массив с высотами до 2900 м. Основная часть хребта имеет высоты 3000-3600 м. В его центральной части расположено возвыше­ние (массив Биш-Иирду) с высотами 3900-4100 м, в пределах которого раз­вито мощное современное оледенение.


На западном продолжении долины Джазатора расположен Катунский хребет. Он имеет вид вытянутого в субширотном направлении треугольника, обращенного острой вершиной на восток, вклинивающегося между Южно-Чуй- ским хребтом и плато Укок. С юга, запада и севера хребет ограничен долиной Катуни, а с востока долинами рек Аргут и Коксу. Длина хребта 125 км, ширина до 70 км. В северной части, на всем его протяжении, выделяется ступень с высотами 2000-2800 м. Осевая часть смещена к югу и имеет высоты 3100— 3400 м, в центральной расположен относительно небольшой возвышенный массив с высотами 3900-4500 м. Главная вершина — гора Белуха (4506 м) — является высочайшей вершиной не только Алтая, но и всей Сибири и Дальне­го Востока.


Юго-западнее Катунского хребта, на западном продолжении плоскогорья Укок расположен хр. Листвяга. По его водоразделу проходит граница Рос­сии и Казахстана. С юго-запада и северо-востока хребет ограничен долинами Бухтармы и Катуни. Он имеет ромбовидную форму и северо-западное про­стирание. Его длина составляет около 125 км, а ширина 40-50 км. Для хребта характерен широкий уплощенный водораздел с высотами 2000-2500 м.


К западу от хр. Листвяга между Бухтарминским водохранилищем и до­линами Бухтармы и Нарыма находится ромбовидный низкогорный массив. Его длина 100 км, ширина 50 км, высота уплощенных водоразделов 1100-1700 м. Он состоит из множества мелких массивов, разделенных глубокими тектоно- генными долинами. По расположенной на северной его границе Зыряновской впадине мы называем его Зыряновским.


По другую сторону Бухтарминского водохранилища, между ним, долиной Иртыша, Чарской и Зайсанской впадинами расположен Калбинский хребет. Это самое западное горное сооружение Алтая. Называть хребтом его можно только условно. Это поле мелкосопочника, пограничное между Казахским мел- косопочником и Алтаем. Его длина 250 км, ширина 100 м, а высоты увеличива­ются с 700 на западе до 1300-1500 м на востоке.


К югу от хр. Листвяга отделенная от него Нарымской впадиной протяги­вается субширотная непрерывная система хребтов, включающая с запада на восток хребты Нарымский, Сарымсакты и Тарбагатай. Поскольку к югу от Зайсанской впадины есть еще один хребет Тарбагатай, то во избежание пута­ницы здесь и далее мы всю эту систему назовем Нарымским хребтом. С юга хребет ограничен Каракобинской (Тарбагатайской) впадиной и долиной Кур- чума. Длина хребта около 200 км, ширина уменьшается с запада на восток с 40 до 10 км. Высота составляет 1300-2000 м в западной, 2300-3300 м в цент­ральной и 2700-3000 м в восточной его частях.


Южнее описанной системы хребтов находится самая южная цепь хреб­тов Русского Алтая, имеющая совершенно нетипичное для него северо-вос­точное простирание. С запада на восток ее образуют хребты Курчумский и Южный Алтай. Курчумский хребет ограничен с юга крутым тектоногенным уступом и впадиной оз. Маркаколь. С севера он также ограничен уступом от долины Курчума. Длина хребта 115 км, а ширина 10-15 км. Высота водораз­дельной части увеличивается в восточном направлении с 2000 до 3300 м. Хре­бет Южный Алтай является восточным продолжением Курчумского хребта. С севера он ограничен Каракобинской впадиной, долиной Бухтармы и Бертек- ской впадиной. С юга его ограничивает уступ, отделяющий его от Бобровской впадины и среднегорья Китайского Алтая. На востоке хр. Южный Алтай по глубокой тектоногенной седловине граничит с Найрамдальским хребтом. Дли­на хребта составляет 100 км, ширина увеличивается с запада на восток от 20 до 30 км. Высота в водораздельной части также увеличивается в этом на­правлении с 2900 до 3800 м. На вершинах с отметками 3400-3800 м развито мощное оледенение.


К югу от хр. Южный Алтай, между впадинами озер Канас и Маркаколь, находится поле изометричных горных массивов, разделенных небольшими впа­динами, — Маркакольское. Высоты массивов 2500-3000 м. Поле вытянуто в широтном направлении, его длина около 100 км, ширина 50-75 км. Южнее этого поля расположена полоса мелкосопочника (Зайсанская), служащая пе­реходом к аккумулятивным равнинам Зайсанской и Джунгарской впадин. Высоты в ее пределах 1100-1500 м, длина около 200 км. На юго-востоке она смыкается с нижней ступенью юго-восточного макросклона хр. Северный Мон­гольский Алтай. Ширина полосы мелкосопочника уменьшается в восточном направлении с 40 до 20 км. От лежащих к югу равнин оно отделено системой отчетливых кулисообразных уступов.


На северо-запад от Северо-Чуйского хребта вытянута в том же направ­лении последовательность горных сооружений, включающая Теректинский, Коргонский и Тигирецкий хребты.


Теректинский хребет имеет ромбовидную форму. С юга его ограничива­ют долины Коксы и Катуни, Абайская и Уймонская впадины, с севера долина Урсула, а с запада Усть-Канская впадина. Его длина около 150 км, максимальная ширина 55 км. Хребет имеет широкий выположенный водораздел с высотами 1800-2200 м. В западной его части есть несколько неглубоких впадин, а в восточной — ограниченное уступами возвышение с высотами 2500-2900 м.


Коргонский хребет расположен к северо-западу от Теректинского. Их разделяют Абайская и Усть-Канская впадины. С севера хребет ограничен до­линой Чарыша, а с юга — верховьями Коксы и Убы. Длина хребта 125 км, ши­рина до 50 км, высота 2100-2400 м.


Тигирецкий хребет является продолжением Коргонского хребта и закан­чивает описываемую горную цепь. По форме он похож на клин, вбитый остри­ем в поле мелкосопочника северо-западного обрамления Алтая. На продол­жении хребта на картах часто показан Колыванский хребет, расположенный на водоразделе рек Алей и Локтевка. Этот участок имеет высоты 300-500 м, ничем не выделяется в полосе мелкосопочника и не является самостоятель­ным орографическим элементом. Высота Тигирецкого хребта 1900-2000 м, длина 50 км, ширина 20 км. Он ограничен крутыми уступами и возвышается над окружающими его мелкосопочником и низкогорьем на 700-1000 м.


Южнее Тигирецкого и Коргонского хребтов имеется скопление горных массивов, дренируемых реками Уба и Ульба (Убинские массивы). С юга оно ограничено Лениногорской (Риддерской) и Усть-Каменогорской впадинами и долиной Ульбы. На картах водораздел Убы и Ульбы обозначается как Убинс- кий хребет, но водораздел между этими реками — сильно извилистая линия, проходящая по изолированным изометричным возвышенностям с высотами от 1000 до 2000 м.


К югу от Лениногорской впадины расположена серповидно выгнутая к северу субширотная система хребтов Ивановский и Холзун. Ивановский хребет имеет длину 90 км и ширину 20 км. Его высота увеличивается с запа­да на восток от 1500 до 2700 м. С севера и юга он ограничен отчетливыми уступами, с запада смыкается с хр. Холзун, а с юга к нему примыкает ромбо­видное в плане поле среднегорных массивов с высотами 1300-1800 м (Уль- бинские массивы). Его длина 100 км, ширина 50 км. С востока оно ограни­чено хр. Холзун, а с юга — затопленными водохранилищами долинами Иртыша и Бухтармы. Хребет Холзун имеет длину 90 км и ширину 50 км. Его высота 2200-2500 м. По его водоразделу проходит граница России и Казахстана. На юге Холзун соединяется с хр. Листвяга.


К северу от Тигирецкого хребта, между долинами Чарыша и Ануя распо­ложен Бащелакский хребет. Он имеет широкий уплощенный водораздел с высотами 1100-2400 м. Длина хребта около 115 км, ширина до 60 км.


Горные сооружения западной и северо-западной частей Алтая при пере­ходе к Предалтайской равнине обрамлены полосой денудационной увалистой равнины, выработанной в породах палеозоя. Высота пологих водоразделов равнины колеблется в пределах 300-700 м. Она является зоной перехода от расчлененного горного рельефа Алтая к аккумулятивному рельефу равнин За­падной Сибири.


С севера, где Алтай граничит с равниной по уступу, вдоль границы в пре­делах горных сооружений наблюдается полоса расчлененного низкогорья, в ко­торую с юга вдаются клиновидные окончания хребтов (Северное низкого- рье). Эта полоса имеет ширину от 35 до 70 км и протягивается вдоль северного фаса Алтая от восточного подножия Бащелакского хребта до впадины Телецко- го озера. Высоты в пределах этой полосы колеблются в пределах 500-1100 м.


В направлении с запада на восток в полосу низкогорья вдаются хребты Ануйский, Чергинский, Семинский, Иолго. Все они имеют простирание, близкое к меридиональному. Ануйский хребет находится между долинами рек Ануй и Песчаная. Он имеет ромбовидную форму, длину около 60 км и ширину 20 км. Высоты в водораздельной части увеличиваются с севера на юг с 1500 до 1800 м. Чергинский хребет расположен между долинами рек Сема и Песча­ная. Он состоит из двух частей. Южная имеет ромбовидную форму, а северная образована изометричным массивом, ограниченным с севера фасом Алтая. Общая длина хребта 120 км, ширина 20-30 км. Высота в северной части 1200— 1300 м, а в южной 1700-2000 м. Семинский хребет расположен между до­линами рек Сема, Урсул и Катунь. По форме он напоминает треугольник, обра­щенный острием к северу. Его длина 100 км, ширина 20-60 км, высота 1200-20000 м. В центральной части расположен небольшой массив с высота­ми до 2500 м (гора Сарлык 2507 м). Хребет Иолго протягивается между ре­ками Сумульта, Уймень и Катунь. Его длина 70 км, ширина 50 км. Хребет раз­дроблен глубокими сквозными долинами на ряд горных массивов. Высота хребта в водораздельной части 1500-1700 м на севере и 2500-2700 м на юге.


К югу от хр. Иолго между долинами рек Катунь, Чуя, Кадрин и Сорлу- кольской впадиной расположен хр. Айгулакский. Мы включаем в его сос­тав небольшие хребты Сальджар и Айлагушский, которые являются его запад­ными отрогами. Хребет вытянут в субширотном направлении. Его длина 85 км, ширина 30 км. Высота хребта 2200-2400 м на западе и 2600-2700 м на востоке.


К востоку от Айгулакского хребта и к северу от Чуйской и Курайской межгорных впадин расположен Курайский хребет, вытянутый в северо-за­падном направлении. С запада он ограничен Сорлукольской впадиной, а с севе­ра — долиной Башкауса. Хребет имеет длину 125 км, ширину 20-35 км. Северный его макросклон относительно пологий, южный более короткий и сту­пенчатый. Высота хребта в водораздельной части составляет 2800-3800 м.


К северо-востоку от Курайского хребта расположен Чулышманский хре­бет. На некоторых картах этот орографический элемент обозначен как Ула- ганское плоскогорье. Вытянутый на северо-запад ромбовидный в плане хре­бет ограничен с северо-востока и юго-запада долинами Чулышмана и Башкауса. Его длина около 140 км, а ширина 35 км. Он состоит из двух равных частей, разделенных понижением с высотами 1800-2000 м, именуемым в литературе Улаганской впадиной. Поскольку это понижение не имеет характерной для впадин Алтая аккумулятивной равнины в центральной части, мы его не выде­ляем в качестве впадины. Северо-западная часть хребта имеет высоты 2200­2600 м, а юго-восточная — 2400-2700 м.


Северо-восточнее Чулышманского хребта располагается Чулышманское плоскогорье — переходный элемент к горным сооружениям Тувы и Саян, ори­ентированный в северо-западном направлении. Оно имеет форму вытянутого ромба длиной 150 км и шириной 40 км. С юго-запада его ограничивает долина


Чулышмана, а с северо-востока — Джулукульская и Сайгонышская впадины. Плоскогорье разделено глубокими ложбинами северо-восточного простирания, лишь частично использованными водотоками, на четыре изометричных горных массивов. Эти массивы имеют форму коротких ромбов, длина и ширина их 30-50 км. Высоты водораздельных частей 2400-3100 м. Массивы могут быть объединены с подобными массивами Шапшальского и Абаканского хребтов в структуры северо-восточного простирания, характерные для Западного Сая- на. На этом основании мы и относим их к зоне перехода между горными си­стемами Алтая и Саяна. На участке, ограниченном долинами Кадрина и Катуни, хребтами Иолго и Сумультинским, находится поле горных массивов с высотами 1500-2000 м, длиной и шириной около 50 км, которые мы называем Куминским.


Между хр. Иолго и Телецким озером расположен Сумультинский хре­бет — последний из рассматриваемых нами орографических элементов Ал­тая. Он ориентирован параллельно хр. Иолго со смещением к югу. Хребет протягивается от долины Пыжи до Сорлукольской впадины и образует водо­раздел между притоками Башкауса и Катуни. Его длина 110 км и ширина око­ло 40 км. От хр. Иолго он отделен глубокой ложбиной. Высота хребта в водо­раздельной части 2200-2700 м.


1.4. Межгорные впадины Алтая


Межгорные впадины являются таким же неотъемлемым орографичес­ким элементом Алтая, как и горные хребты (рис. 4). Они обычно меньше по размерам, чем горные хребты, и имеют вытянутую или ромбовидную форму. Линейные впадины представляют собой грабены, приуроченные к крупным разломам. Мы рассматриваем наиболее значимые из них. Ромбовидные впа­дины это блоки, испытавшие воздымание в меньшей степени, чем окружаю­щие их хребты. В их центральных частях практически всегда развиты субго- ризонтальные аккумулятивные равнины — основной тип межгорных впадин Алтая. Отсутствуют они только на севере Русского Алтая, где развиты пре­имущественно мелкие приразломные впадины, и в Гобийском Алтае, который представляет собой цепь разобщенных горных хребтов и межгорных впадин там вообще нет.


На северо-западе, на границе Русского Алтая и Западного Саяна, развиты линейные Телецкая и Сайгонышская впадины. Для юго-восточной части Русского Алтая характерны ромбовидные впадины, выстраивающиеся в сис­темы, разделяющие горные цепи. Джулукульская впадина отделяет Шапшаль- ский хребет от Чулышманского плоскогорья. Чуйская и Курайская впади­ны разделяют Курайский хребет и систему, образованную Сайлюгемом, Южно-Чуйским и Северо-Чуйским хребтами. Сорлукольская впадина нахо­дится на стыке Курайского и Айгулакского хребтов. Усть-Канская впадина расположена на стыке хребтов Бащелакского, Коргонского и Теректинского.


Уймонская и Абайская впадины отделяют хр. Теректинский от хреб­тов Катунский и Холзун. Лениногорская и Усть-Каменогорская впади­ны ограничивают с севера и запада Ивановский хребет. Зыряновская впа­дина ограничивает с севера Зыряновский массив низкогорья. Нарымская



впадина разделяет хребты Нарымский и Листвяга. Верхне-Каракобинская впадина расположена между Нарымским и Курчумским хребтами, а система впадин, состоящая из Маркакольской и Нижне-Каракобинской, ограни­чивает с юга хребты Курчумский и Южный Алтай. Самахинская и Тархатинская впадины разделяют Южно-Чуйский хребет и плоскогорье Укок. Бер- текская впадина отделяет плоскогорье Укок хребтов Южный Алтай и Найрамдальский. Узкая впадина Канас ограничивает с северо-запада хр. Се­верный Монгольский Алтай.


В отличие от Русского Алтая в Монгольском Алтае многие впадины не имеют общепринятых названий, и мы называем их по расположенным там урочищам и озерам или рекам, их дренирующим. Все впадины Монгольского Алтая сосредоточены в пределах северо-восточного макросклона, на юго-запад­ном макросклоне (китайская его часть) крупные впадины отсутствуют. Здесь встречаются только мелкие изометричные впадины на поверхностях ступеней макросклона (впадина Ком и др.). Впадины Монгольского Алтая, как и юго- востока Русского Алтая, разделяют горные цепи между собой. Все крупные впадины вытянуты в северо-западном направлении согласно простиранию основных хребтов.


Впадина Хара-Борэг (Верхнекобдинская) отделяет хр. Северный Монгольский Алтай от хребтов Найрамдальского и Цэнгэл-Хайрхан-Нуру. Цаган-Гольская впадина разделяет Найрамдальский хребет и плоскогорье Согостын-Нуру. Согог-Гольская впадина расположена между хребтами Сай- люгем и Согостын-Нуру. К северо-востоку от Сайлюгема расположены пред­горная Ачит-Нурская впадина и Богутинская впадина Русского Алтая, а в его пределах небольшая Цаган-Гольская впадина. Улэгэйская впадина на­ходится на южной границе Сайлюгема.


Расположенные одна за другой Дэлунская и Толбо-Нурская впадины отделяют цепь хребтов Хух-Сэрхтийн-Нуру и Хунгийн-Нуру от хребтов Юж­ный Монгольский Алтай и Шара-Даваны-Нуру. Последний с юго-запада огра­ничивается системой впадин Тал-Нур и Цаган-Эрэг. Вытянутая в северо­западном направлении линейная впадина Булган-Гол разделяет хребты Южный Монгольский Алтай и Мунх-Хайрхны-Нуру. Расположенные на про­должении Джулукульской впадины Каргинскую и Урэг-Нурскую мы так­же включаем в число межгорных впадин Алтая.


Остальные впадины находятся вне основной массы горных сооружений Монгольского Алтая и относятся уже к системам Предалтайского прогиба Западной Монголии, Котловины Больших Озер и Долины Озер. На севере системы передовых хребтов Алтая отделяют (от него и между собой) Ачит- Нурская и Убсу-Нурская впадины. Южнее эту роль играют Кобдинская, Дзэрэгская и Цэцэг-Нурская впадины. В зоне сочленения Монгольского и Гобийского Алтая с севера и юга горные сооружения ограничивают Шаргын- Гобийская, Барун-Хурайская и Сухайтын-Холойская впадины. Восточ­нее Алтай ограничивает с севера Бэгэрская и Улан-Шалын-Холойская впадины, относящиеся к системе Долины Озер, а с юга — впадины Заалтай- ской Гоби: Дзахуйн-Гоби, Дзармангийн-Гоби и Дэрсний-Холой.


1.5. Гидрография


В пределах Алтая расположено огромное количество озер. Большинство имеет относительно небольшие размеры (менее 10 км в длину) и связано с межморенными впадинами, выпаханными ледниками котловинами, подпружи- ванием долин обвалами и термокарстовыми процессами во впадинах. Круп­ных озер сравнительно немного, и все они связаны с тектоногенными межгор- ными впадинами, так же, как и все крупные реки региона, используют зоны разломов и узкие приразломные впадины, образуя характерную решетчатую структуру (рис. 5). В недавнем прошлом в ходе деградации последнего оле­денения крупные и гигантские озера существовали во всех основных впади­нах Русского Алтая. Ряд крупных озер расположен также во впадинах, обрам­ляющих горные сооружения Алтая.


На границе Алтая и Западного Саяна в узком новейшем грабене нахо­дится Телецкое озеро, его длина 45 км, ширина около 4 км, уровень водной поверхности 434 м. В Джулукульской впадине на границе с Тувой расположе­ны озера Джулу-Куль (длина 10 км, высота 2198 м) и Кендыкты-Куль (дли­на 15 км, высота 2305 м). На западе, недалеко от границы с Зайсанской впади­ной, в глубокой ромбовидной впадине расположено оз. Маркаколь (длина 38 км, ширина 19 км, высота 1447 м). В китайской части Монгольского Алтая всего одно крупное озеро — Канас (длина 22 км, ширина 2—3 км, высота 1373 м).


Во впадинах Монгольского Алтая достаточно много крупных озер. Так, во впадине Хара-Борэг находятся сразу три озера, имеющие длину 15—22 км: Хотон-Нур (высота 2083 м), Хурган-Нур (высота 2072 м), Даян-Нур (высо­та 2232 м). В Болбо-Нурской и Тал-Нурской впадинах расположены озера Том- Нур (длина 22 км, ширина 5—6 км, высота 2079 м) и Тал-Нур (длина 15 км, ши­рина 2—4 км, высота 2576 м). Южнее в пределах горных сооружений Мон­гольского и Гобийского Алтая нет ни крупных впадин, ни озер.


Наиболее крупные озера расположены во впадинах, обрамляющих Ал­тай. На севере в пределах непосредственно примыкающей к Алтаю наклон­ной Предалтайской равнины озер практически нет, зато в пределах примыка­ющей к ней части Приобского плато, в межувальных понижениях помимо многочисленных мелких озер расположены системы крупных вытянутых озер. Ширина их не превышает 5 км, а длина от 15 до 40 км. Часть озер бессточные горько-соленые — Горькое-1 (высота 199 м), Горькое-2 (высота 217 м), ос­тальные пресные — Малое Островное (высота 206 м), Зеркальное (высота 219 м), Бахмановское (высота 217 м) и др.


На юго-западной границе Алтая крупные озера находятся в Зайсанской и Джунгарской впадинах. Озеро Зайсан имеет длину 150 км, ширину 25 км, высоту 395 м. В Джунгарской впадине, в непосредственной близости от Ал­тая, расположены два больших озера: бессточное соленое Улюнгур (длина 40 км, ширина 20 км, высота 468 м)[1] и пресное Бага-Нур (15 км, 12 км, 470 м), связанное с первым протокой Кунган (длина 7 км). К югу от Монгольского и



Рис. 5. Элементы гидрографии Алтая.


а — озера; б — реки; в — солончаки на месте высохших озер; г — горы; д — межгорные впадины; е — равнины.


Реки: 1 — Чулышман, 2 — Башкаус, 3 — Каргы, 4 — Мунгун-Бурень, 5 — Катунь, 6 — Кокса, 7 — Аргут, 8 — Ак-Алаха, 9 — Джазатор, 10 — Обь, 11 — Чуя, 12 — Чарыш, 13 — Ануй, 14 — Песчаная, 15 — Сема, 16 — Урсул, 17 — Иртыш, 18 — Черный Иртыш, 19 — Алей, 20 — Уба, 21 — Ульба, 22 — Бухтарма, 23 — Нарым, 24 — Курчум, 25 — Кальжир, 26 — Каба, 27 — Бурчун, 28 — Кран, 29 — Балаир- тыш, 30 — Каирты, 31 — Улунгур, 32 — Чингиль, 33 — Булган-Гол, 34 — Уенчийн- Гол, 35 — Бодойчийн-Гол, 36 — Цаган-Гол, 37 — Сосог-Гол, 38 — Сагсай-Гол, 39 — Умне-Гол, 40 — Буянт-Гол, 41 — Кобдо-Гол.


Озера: I — Телецкое; II — Джулу-Куль; III — Кендыкты-Куль; IV — Маркаколь;


V — Канас; VI — Хотон-Нур; VII — Хурган-Нур; VIII — Даян- Нур; IX — Том-Нур; X — Тал-Нур; XI — Горькие, Малое Ост­ровное, Зеркальное, Бахмановское; XII — Улюнгур; XIII — Бага- Нур; XIV — Цаган-Нур; XV — Орог-Нур; XVI — Ачит-Нур; XVII — Хара-Ус-Нур; XVIII — Убсу-Нур; XIX — Харгас-Нур; XX — Хара-Нур, Дургэн-Нур; ХХ! — Зайсан; XXII — Урэг-Нур.


Гобийского Алтая современных озерных бассейнов нет. Есть только следы многочисленных высохших озер, в которых заканчиваются водотоки, стекаю­щие с гор, и развиты солончаки.


Во впадинах и прогибах Западной Монголии, отделяющих Алтай от Хан- гая и разделяющих системы передовых хребтов Алтая, расположен ряд круп­ных озер, часть из которых бессточные горько-соленые. К северу от Гобийского Алтая в Долине Озер расположены два горько-соленых озера, в которых за­канчиваются водотоки, дренирующие южный склон Хангая. Это Бон-Цаган- Нур (35 км, 18 км, 1313 м) и Орог-Нур (27 км, 5-8 км, 1221 м). В Предалтай- ском прогибе и Котловине Больших Озер часть водоемов, расположенных бли­же к основным горным сооружениям Алтая, проточные и пресноводные — Ачит-Нур (23 км, 15 км, 1435 м), Хара-Ус-Нур (70 км, 10-30 км, 1157 м).


Бессточные озера соленые и горько-соленые. Самое крупное из них — Убсу-Нур — находится в изолированной одноименной впадине на стыке Ал­тая, Хангая и Тувы. Это изометричное озеро шириной около 75 км, с высотой поверхности воды 759 м. К западу и востоку от него расположены соленые озера Урэг-Нур (20 км, 17 км, 1425 м) и Харгас-Нур (75 км, 25 км, 1028 м). Южнее расположены озера Хара-Нур (25 км, 15 км, 1132 м) и Дургэн-Нур (38 км, 20 км, 1132 м), соединенные протокой Холой. Все озерные впадины в пределах Котловины Больших Озер и Долины Озер носят следы усыхания, и по распространению древних береговых линий, солончаков и болот на месте высохших частей озер видно, что в недавнем геологическом прошлом они были намного больше.


Реки, дренирующие склоны Алтая, относятся к трем основным бассей­нам. Реки северного и большей части юго-западного макросклонов являются притоками Иртыша и Оби (бассейн Северного Ледовитого океана), южной ча­сти юго-западного и южного макросклонов заканчиваются в бессточных впа­динах Джунгарской и Заалтайской Гоби, а реки северо-восточного макроскло­на Монгольского Алтая заканчиваются в бессточных впадинах Долины Озер и Котловины Больших Озер. Гобийский Алтай практически лишен постоян­ной гидросети и дренируется временными водотоками. Долины временных водотоков могут достигать значительных размеров, но их распространение ограничивается склоном одного хребта, и они нами не рассматриваются.


В гидросети Алтая имеет смысл выделять реки только двух основных ти­пов. Магистральные реки дренируют макросклоны горной системы Алтая. Они используют системы межгорных впадин и грабенов, развитых вдоль основных разломов. Их долины разделяют между собой горные хребты и не являются в полной мере эрозионными формами. Это тектонические структуры, лишь слегка подработанные эрозией и (местами) ледниковыми процессами. Реки второго типа являются их притоками. Они дренируют склоны отдельных хреб­тов. Местами они используют зоны второстепенных разрывных нарушений, но их долины могут быть и полностью эрозионными или экзарационными.


Здесь мы рассматриваем в основном реки первого порядка, использую­щие главную систему разломов Алтая северо-западного простирания и на от­дельных участках второстепенные разломы северо-восточного и восточного простирания. Исключение сделано только для рек китайской части Алтая, где просто нет главных рек, поскольку они приурочены к подножию макросклона, и мы рассматриваем правые притоки и истоки этих рек.


Восточная часть Русского Алтая дренируется четырьмя крупными река­ми: Чулышманом, Башкаусом, Чуей и Катунью. Чулышман и Башкаус про­текают вдоль северо-восточной границы Русского Алтая. Чулышман берет начало в оз. Джулу-Куль Джулукульской котловины и течет в северо-запад­ном направлении. В озерах этой котловины берут начало также две корот­кие реки, текущие в противоположном направлении в Монголию. Каргы впадает там в бессточное озеро Урег-Нур, а Мунгун-Бурень (в Монголии Мурэн-Гол) — в оз. Ачит-Нур, сообщающееся с р. Кобдо-Гол. Чулышман сли­вается с Башкаусом и впадает в Телецкое озеро.


Из Телецкого озера в северо-западном направлении вытекает Бия, по долине которой мы проводим границу горных сооружений Алтая и Салаира. Катунь берет свое начало на южном склоне Катунского хребта, огибает его с запада, соединяется с р. Кокса, пересекает в восточном направлении Уймонс- кую впадину и круто поворачивает на северо-запад. В месте поворота в нее впадает Аргут, дренирующий юго-восточную часть Русского Алтая. Он обра­зован слиянием Ак-Алахи, берущей начало в Бертекской впадине и пересе­кающей плато Укок, и Джазатора, начинающегося в Тархатинской впадине. Ниже Аргута в Катунь впадают Чуя, Урсул и Сема. Вблизи северной грани­цы Алтая Катунь и Бия сливаются, образуя Обь.


Северо-западную четверть Русского Алтая дренируют левые притоки верх­ней Оби, долины которых имеют в пределах Алтая выдержанное северо-за­падное простирание, — реки Чарыш, Ануй и Песчаная. Северо-западное окончание Алтая дренируется также верховьями р. Алей. Юго-западный макро­склон Алтая на территории как Казахстана, так и Китая, дренируют правые при­токи Иртыша. С севера на юг в пределах Казахстана это Уба, Ульба, Бух- тарма, Нарым, Курчум. Их долины имеют преимущественно северо-восточное простирание, лишь Бухтарма в среднем течении использует зону разломов основного для Алтая северо-западного направления. Самый восточный на тер­ритории Казахстана приток Иртыша Кальжир вытекает из оз. Маркаколь.


Иртыш течет вдоль большей части юго-западного подножия китайской части Алтая. До впадения в оз. Зайсан он называется Черный Иртыш или Кара Иртыш. В направлении с северо-запада на юго-восток он принимает с юго-западного макросклона Алтая ряд крупных притоков. Это Каба, Бурчун, Кран и два истока Иртыша — Балаиртыш (Черный Иртыш, Хара Эрчис-Хе) и Каирты (Иртыш). Каба начинается на территории Казахстана в Карако- бинских впадинах. Бурчун образуется при слиянии рек Кан и Канас.


Южная часть Монгольского Алтая дренируется истоками Улунгура — реками Чингиль и Булган-Гол. Чингиль впадает в бессточное озеро Улюн- гур. Судя по слабому его засолению и тому, что русло Черного Иртыша прохо­дит всего в 1-2 км от края озера, в недавнем прошлом оно сообщалось с Иртышом, и Улунгур входил в его систему. Чингиль и Булган-Гол на террито­рии Алтая текут с севера на юг. Большая часть бассейна Булган-Гола находит­ся на территории Монголии. Расположенные восточнее, аналогично ориенти­рованные реки Уенчийн-Гол и Бодончийн-Гол теряются в солончаках Ба- рун-Хурайской впадины. Далее на восток в пределах Монгольского и Гобий­ского Алтая постоянные водотоки отсутствуют.


Самая крупная река северо-восточного макросклона Монгольского Алтая Кобдо-Гол начинается в осевой части Алтая в озерах Хара-Борэгской впади­ны. По второстепенной системе разломов она пересекает Алтай в восточном направлении через Цаган-Гольскую, Согог-Гольскую и Улэгэйскую впадины, принимая ряд крупных притоков, приуроченных к системе разломов северо­западного простирания (Цаган-Гол, Сосог-Гол, Сагсай-Гол и Умне-Гол). На границе основных горных сооружений Алтая Кобдо-Гол дренирует оз. Ачит- Нур и поворачивает на 90° к юго-востоку, течет вдоль границы Алтая, принима­ет справа последний крупный приток — Буянт-Гол и впадает в оз. Хара-Ус- Нур. Таким образом, практически вся монгольская часть Алтая, состоящая из многочисленных хребтов и впадин, представляет собой бассейн р. Кобдо-Гол. Далее на восток с северного склона Монгольского Алтая стекают лишь мел­кие водотоки, теряющиеся во впадинах, а в Гобийском Алтае исчезают и они.


* * *


Хребты, впадины и крупные речные долины Алтая образуют закономер­ную систему. Их расположение полностью контролируется процессами новей­шей тектоники территории, которая представляет собой зону интенсивного но­вейшего дробления литосферы, окруженную тремя относительно монолитными блоками. С ними связаны впадины — конечные пункты для подавляющей час­ти выносимого при разрушении горных сооружений материала. Изучение после­довательности осадконакопления во впадинах позволяет выявить и определить геологический возраст основных периодов новейшей активизации, сопровож­дающейся ростом горных сооружений. В то же время осадки во впадинах ни­чего не говорят о механизмах дробления литосферы в самой мобильной зоне.


Анализ пространственного соотношения основных орогидрографических элементов территории является фундаментом неотектонических исследова­ний. Он позволяет выявить ее блочное строение и положение главных раз­рывных нарушений. В последующих главах мы рассмотрим основные аспекты молодого тектогенеза и сопутствующие ему явления, обусловившие формиро­вание характерной блоковой структуры территории.

Глава 2


ЗАКОНОМЕРНОСТИ ПРОЦЕССА НАКОПЛЕНИЯ МАТЕРИАЛА И ИЗМЕНЕНИЕ НАУЧНЫХ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ О МОРФОЛОГИЧЕСКОЙ И МОРФОТЕКТОНИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ ТЕРРИТОРИИ


Алтай представляет собой крупную горную страну. Единый механизм новейшего орогенеза обусловил большое сходство морфологических признаков на всей его территории. Чтобы проследить не только эволюцию взглядов на природу новейшего орогенеза и сопутствующих явлений, но и некоторые количественные характеристики этого процесса, мы, анализируя публикации, ограничились юго-восточной частью Русского (Горного) Алтая, известной в литературе как Юго-Восточный Алтай. Данная территория наиболее изучена в геоморфологическом и морфотектоническом отношении. Нами рассмотрены источники, в той или иной степени затрагивающие вопросы геоморфологии и морфотектоники этой части Алтая. Это большая часть работ, посвященных этой тематике. Работы по геологии палеозоя остались за пределами анализа, поскольку образуют обособленное направление, практически не пересекающееся с морфотектоническим. Они будут выборочно рассмотрены при описании структуры палеозойского основания.


Южной границей Юго-Восточного Алтая является государственная граница России с Китаем и Монголией. Юго-Восточный Алтай включает целиком Курайский, Айгулакский, Северо-Чуйский, Южно-Чуйский, Сайлюгемский, частично Чулышманский, Чихачева, Южно-Алтайский хребты и плато Укок, разделенные долинами Башкауса, Чуи, Джазатора и реками их бассейнов, приуроченными к Джулукульско-Башкаусской, Курайско-Чуйско-Сорлукульской, Тархатинско-Джазаторско-Самахинской и Бертекской впадинам (рис. 6). Большая часть территории расположена на абсолютных высотах более 2000 м, ниже опускаются только днища межгорных впадин, а осевые части хребтов часто превышают 3500 м, достигая иногда 4000 м. Особенность территории — широкое развитие в пределах хребтов современных ледников и следы древних оледенений. Основная ее часть лишена лесной растительности либо из-за нахождения выше границы леса, либо из-за незначительного количества осадков в опустыненных котловинах. В Юго-Восточном Алтае широко развиты многолетнемерзлые породы, имеющие островное распространение в долинах и впадинах и повсеместное — в высокогорье.


86°30'    89°30'



Рис. 6. Орогидрографическая схема Юго-Восточного Алтая.


1 — ледники; 2 — реки и озера; 3 — отметки абсолютных высот. Цифры в кружках — меж-горные впадины: 1 — Сорлукольская, 2 — Курайская, 3 — Чуйская, 4 — Самахинская, 5 — Тар-хатинская, 6 — Бертекская.


Для оценки современных представлений о геоморфологии и морфотекто-нике Алтая необходимо иметь некоторую историческую перспективу. Кроме того, история познания любого объекта, в том числе новейшей тектоники и рельефа конкретного региона, интересна сама по себе. Тщательное ее изучение помогает выявить закономерности процесса познания вообще, а в частности — способствует выбору наиболее перспективных направлений современных исследований.


Все вышеперечисленные обстоятельства побудили нас детально рассмотреть историю накопления материала и становление современных представлений об устройстве и возникновении неотектонических структур и рельефа Юго-Восточного Алтая. Попытки рассмотреть этапы изучения Алтая неоднократно предпринимались ранее как в специальных главах монографий [Адаменко и др., 1969; Девяткин, 1965; Новиков, 1989; и др.], так и в отдельных работах [Розен, 1961, 1970; Новиков, 1988, 1991], однако они охватывали большие территории и далеко не все имели специализированный характер. Мы постарались учесть практически все опубликованные научные работы, кроме тезисов конференций. Исключение сделано лишь для тезисов, которые содержат еще не опубликованные сведения.


Поскольку естественно-научные исследования носят непрерывный характер, мы отказались от существующих периодизаций истории изучения Алтая и рассматриваем ее как непрерывный саморегулирующийся процесс, чтобы далее выявить в нем отдельные этапы, характеризующие фазы процесса познания, а не внешние обстоятельства. Нами рассматриваются только те публикации, в которых содержатся сведения, имеющие прямое отношение к геоморфологии и морфотектонике Юго-Восточного Алтая. Исключение сделано для отдельных работ по сопредельным территориям, принципиально важных для понимания хода развития научных представлений.


Таким образом, наш обзор, хотя и достаточно полный, не претендует на исчерпывающую библиографическую информацию по всем так или иначе связанным с геоморфологией направлениям исследований в пределах Юго-Восточного Алтая. Ее можно при необходимости найти в специальных работах [Розен, 1961, 1970; Ревякин, Лойша, 1974; Новиков, 1988].


2.1. Геолого-геоморфологические исследования Юго-Восточного Алтая 1845-1917 гг. Формирование исходных представлений


Юго-Восточный Алтай - наиболее удаленная от крупных населенных пунктов и труднодоступная часть Горного Алтая. Он также далек от магистральных торговых путей. Пересекающий его Чуйский тракт, ведущий во внутренние районы Монголии, использовался весьма ограниченно из-за изолированности, малой населенности этих районов, плохой проходимости, особенно в пределах юго-восточного отрезка, обусловленной наличием в долине Чуи частых скальных прижимов (по-местному — бомов). Инженерные работы, сделавшие его доступным для колесного транспорта, были проведены лишь в начале XX в. [Биль, 1903].


Помимо этого еще одно обстоятельство сдерживало исследования на Алтае: он, в числе многих других территорий, был личной собственностью правящего члена династии. Его управлением ведало специальное министерство — Кабинет Его Императорского Величества (Кабинет Е.И.В.), что осложняло его изучение. Сотрудники организованной под руководством проф. А. А. Иност-ранцева в 1894 г. Геологической Части Кабинета Е.И.В. так и не успели завершить развернутые на Алтае исследования научными публикациями из-за ликвидации в 1916 г. этой структуры и последовавших затем Октябрьской революции и Гражданской войны.


В силу перечисленных причин географические публикации этого периода носят, как правило, случайный характер и представляют собой путевые записки с кратким описанием орографии [Закржевский, 1894; Шмурло, 1898;


Биль, 1903]. Немногим лучше обстояло дело с геологическими исследованиями. Геологи посещали Алтай несколько раз и опубликовали работы, в которых традиционно уделялось внимание орографии [Щуровский, 1846; Котта, 1869; Малевский, 1870; Богданов, 1911]. Из этого ряда выделяется капитальный труд П. А. Чихачева, изданный в Париже на французском языке [Tschihatcheff, 1845] и тогда же частично переведенный на русский [О сочинении..., 1845]. Другой частичный перевод был опубликован относительно недавно [Чихачев, 1974].


Хотя сведения о рельефе в этой книге довольно кратки, она заслуживает особого упоминания как одно из первых известных описаний Юго-Восточного Алтая. Эта двухтомная монография, содержащая первую геологическую карту всей территории Горного Алтая, явилась выдающимся событием в геологическом изучении региона, а некоторые ее положения сохранили научное значение и по сей день. Важно отметить, что ни в одной из упомянутых работ не отмечены следы древних оледенений или наличие современного оледенения. В то время господствовало мнение, что ни в прошлом, ни в настоящем Алтай не испытывал сколько-нибудь мощного оледенения.


Поскольку в Юго-Восточном Алтае следы мощного древнего оледенения распространены очень широко, существование таких представлений можно объяснить, во-первых, предвзятостью исследователей. В тот период считалось, что высочайшие вершины Алтая не превышают 3500 м над уровнем моря, и это сравнительно невысокая и почти лишенная оледенения горная система (были известны только ледники Белухи, Катунского хребта). Во-вторых, следует отметить отсутствие интереса у тогдашних исследователей геологии Алтая к четвертичным отложениям. Примером может служить книга Д. П. Богданова [1911], где на прекрасных фотографиях видны обнажения моренных отложений, которые в подписях уверенно определяются как ледниковые, но не удостаиваются даже краткого упоминания в тексте.


Однако продолжающиеся на Алтае исследования неизбежно привели к обнаружению следов обширного древнего оледенения. Это независимо друг от друга установили два путешественника, заметки которых опубликованы в «Nature» [Michaelis, 1886; Bialoveski,1887], а впоследствии изданы на русском языке [Михаэлис, 1914; Бяловеский, 1915] и воспроизведены в книге В. А. Обручева [1951]. Краткие заметки о следах древнего оледенения опубликовали также Н. А. Соколов [1883, 1887] и С. А. Яковлев [1909].


Все эти публикации остались незамеченными научной общественностью. Открытие истинного масштаба современного оледенения Горного Алтая связано с именем В.В. Сапожникова. Будучи сотрудником кафедры ботаники Томского университета, он посетил Горный Алтай в 1895, 1897, 1898 и 1899 гг. и, помимо флоры, описал многочисленные ледники и следы древнего оледенения [1897, 1901]. В 1911 г. он вновь побывал на Алтае, где открыл в Чуйских и Катунских Альпах новые ледники и установил метки для определения в будущем перемещения концов ледников [Сапожников, 1911]. Значительная часть его публикаций была впоследствии переиздана отдельной книгой [Сапожников, 1949а, б].


Исследования, начатые В. В. Сапожниковым, продолжили Б. В. Тронов и М. В. Тронов [1916]. М. В. Тронову было суждено на многие годы стать бессменным лидером гляциологического направления в исследованиях Алтая, которое и по сей день развивает Томский университет. Хотя все сведения о рельефе в перечисленных работах носили весьма общий характер, они достойны упоминания, поскольку положили начало научной библиографии об орографическом устройстве Алтая.


В конце XIX-начале XX вв. геоморфология была выделена из физической географии в самостоятельную отрасль знания, чему в решающей степени способствовали работы В. М. Девиса, идеи которого о цикличности в рельефо-образовании были восприняты российскими естествоиспытателями. Это не замедлило проявиться в научных публикациях, посвященных Русскому Алтаю. Наступил переломный момент во всей истории изучения геоморфологии и морфотектоники Алтая.


И. Г. Гране в 1907 и 1913-1914 гг. и В. А. Обручев в 1914 г. посетили Горный Алтай и опубликовали результаты своих исследований [Обручев, 1914, 1915; Гране, 1915, 1916; Grand, 1910, 1917]. Независимо друг от друга они отказались от бытовавших тогда воззрений на складчатый характер гор Алтая, обнаружив в его рельефе обширные остатки былой выровненной поверхности. В.А. Обручев полагал, что движения, создавшие современный рельеф, происходили в мезозое и носили преимущественно блоковый характер. И. Г. Гране отводил ведущую роль в формировании горного рельефа Алтая сводовому воздыманию кайнозойского и четвертичного времени. Работы В. А. Обручева впоследствии переиздавались [1951, 1963]. И. Г. Гране опубликовал в Финляндии большой обобщающий труд по результатам своих исследований [Grand, 1945]. Помимо вопросов новейшей тектоники оба исследователя отметили и описали многочисленные следы древних оледенений.


Труды А. П. Обручева и И. Г. Гране открыли новую страницу в исследованиях Горного Алтая и предопределили на десятилетия вперед их основные направления. Развитие этих направлений до начала 90-х годов XX в. сводилось к детализации исходных представлений и дискуссиям о времени и характере неотектонической активизации, приведшей к горообразованию, и о числе древних оледенений.


К 1917 г. в исследованиях Горного Алтая наметилось три основных направления: гляциологическое, связанное с работами В. В. Сапожникова; палео-гляциологическое и неотектоническое, начатые В. А. Обручевым и И. Г. Гране. Собственно геологическое направление нельзя считать сформировавшимся, поскольку политические события тех лет оборвали исследования Геологической Части Кабинета Е.И.В. Она была расформирована, так и не успев опубликовать ни одного листа карты, ни одного отчета по Горному Алтаю. Многие ее сотрудники, включая А. А. Иностранцева, погибли. Однако обширный фактический материал был уже предварительно обработан. Рукописные отчеты Геологической Части Кабинета Е.И.В. уцелели и использовались геологами в советское время.


2.2. Геолого-геоморфологические исследования Юго-Восточного Алтая 1926-1989 гг. Развитие исходных представлений


Первое послереволюционное десятилетие прервало изучение Алтая. Только в середине 20-х годов там возобновились работы. Широко развернулись геологические исследования, захватившие Юго-Восточный Алтай, почти совершенно не изученный в геологическом отношении. Наряду со сведениями о строении палеозойских толщ эти исследования давали представления о новейшей тектонике и древних оледенениях.


В. П. Нехорошев [1926] подтвердил мнение В. А. Обручева [1915] об отсутствии связи современного рельефа с палеозойской складчатостью, но в вопросе о характере движений, образовавших современный горный рельеф, отвел ведущую роль кайнозойскому сводовому воздыманию, присоединившись к мнению И. Г. Гране [1915]. В. А. Обручев [1927] согласился с В. П. Нехоро-шевым, призвав его не впадать в крайность, отрицая полностью значение движений по разломам в кайнозое. В то же время дискуссия утратила умозрительный характер, поскольку В. П. Нехорошев изучил дислокацию третичных отложений Горного Алтая, объяснив их глыбовыми перемещениями по разломам и связав с этими движениями создание горного рельефа [1927], а в ходе дальнейших исследований обнаружил и четвертичные дизъюнктивные структуры со значительными амплитудами перемещений по ним [1936]. Представления о кайнозойском орогенезе были в тот период противоречивыми, делались, например, попытки объяснить дислокацию третичных толщ экзогенными факторами, в частности воздействием ледникового напора [Соболев, 1927].


Большой вклад в изучение Алтая внесли сибирские геологи. В 1919 г. в Томске был организован Сибирский геологический комитет, положивший начало западно-сибирской геологической службе. Комитет последовательно переименовывался в Западно-Сибирский геологический комитет, Западно-Сибирский геологоразведочный трест (ЗСГТ), Западно-Сибирское геологическое управление (ЗСГУ). При этом менялись и зоны влияния, но Горный Алтай неизменно попадал в них.


В 1929 г. специалисты ЗСГТ (ЗСГУ) приступили к систематической геологической съемке Горного Алтая. Несмотря на свертывание работ уже в 1932 г., вызванное (как тогда объясняли) необходимостью перемещения сил с поисков на разведку уже известных месторождений Рудного Алтая, а в действительности субъективными причинами, отдельные тематические исследования все-таки продолжались. Геологические работы этого времени дали много данных о новейшей тектонике и древних оледенениях.


В. А. Кузнецов и А. С. Мухин при изучении Акташского и Чаган-Узун-ского ртутных месторождений обнаружили ледниковые отложения двух возрастных генераций и четвертичные надвиги палеозойских пород на морены [Кузнецов, 1934; Кузнецов, Мухин, 1936; Мухин, 1937, 1938; Мухин, Кузнецов, 1939]. М. В. Бакланов и М. Г. Русанов [1939а, б] описали в районе Калгу-тинского молибден-вольфрамового месторождения следы двух оледенений горно-долинного типа и строение рыхлых отложений.


Работы А. В. Аксарина дали начало новому направлению в изучении Юго-Восточного Алтая. Исследуя буроугольные разрезы в Чуйской впадине, он составил первую стратиграфическую схему кайнозойских отложений, в которой выделил два ледниковых горизонта и описал вскрытый штольнями и канавами надвиг палеозойских пород на третичные буроугольные отложения и связанные с ним пликативные дислокации последних [Аксарин, 1937, 1938].


Было опубликовано также два отчета по результатам геологической съемки отдельных участков юго-востока Алтая. Оба отчета содержат обширный геоморфологический материал. В первом отчете Ф. Н. Шахов [1933] описал разрез кайнозойских отложений, представленных углесодержащими глинами, перекрытых моренами в Самахинской впадине, и по геоморфологическим данным сделал вывод о трехкратном оледенении Алтая, причем древнейшее из них он считал покровным на основании находок ледниковых валунов высоко на водоразделах. Во втором отчете Ю. А. Кузнецов [1939] уделил достаточно много внимания геоморфологии и четвертичной геологии нижней части бассейна Чуи. Он представил стратиграфическую схему четвертичных отложений и предположил развитие в Горном Алтае двух горно-долинных оледенений. Следов покровного оледенения исследователь не обнаружил, что отметил особо, большое значение при образовании горного рельефа он придавал блоковым движениям в межледниковье.


Б. Ф. Сперанский [1937] подвел своеобразный итог геоморфологическим наблюдениям сотрудников ЗСГУ в статье, посвященной кайнозойской истории Юго-Восточного Алтая. Основываясь на опубликованных, а в основном на фондовых материалах, он обобщил разрозненные сведения о кайнозойских отложениях и тектонике, выделив четыре эпохи оледенения Алтая (многие его аргументы впоследствии не были подтверждены) и сделав правильный вывод о четвертичном времени основной фазы орогенеза.


К концу 30-х годов среди геологов сформировалось устойчивое мнение о четвертичном времени орогенеза на Юго-Восточном Алтае и возникновении горных сооружений на месте мезозойского пенеплена. Однако оно было основано на малочисленных разрозненных, большей частью случайных наблюдениях, что позволило высказывать сомнения в его достоверности [Дубинкин, 1940].


В рамках гляциологического направления продолжалось накопление материалов о современном оледенении Алтая. Большая заслуга в этом принадлежит М. В. Тронову [1935, 1937, 1939], который впоследствии обобщил свои наблюдения в крупных итоговых монографиях [1948, 1949]. О современном оледенении и орографии Алтая писали также Б. В. Тронов [1924], Л. И. Семи-хатов [1928, 1930], А. А. Варданянц [1938], А. И. Юдин [1939]. В 1933 г. в Горном Алтае работала Ледниковая экспедиция АН СССР [Тюменцев, 1936]. Помимо выявления новых ледников эти исследования установили следы мощных и обширных древних оледенений.


Открытием в 30-е годы ранее не известных крупных ледников завершилась эпоха географических открытий на Алтае. В ходе гляциологических исследований были внесены поправки в орографическое деление Юго-Восточного Алтая: Чуйские Альпы, как выяснилось, состояли из двух обособленных хребтов, получивших названия Северо-Чуйский и Южно-Чуйский; восточная часть хр. Сайлюгем, образованная самостоятельным массивом, стала называться хр. Чихачева. Однако орографическое деление до сих пор остается здесь весьма несовершенным, и одним названием нередко объединяются весьма разнородные орографические элементы.


Параллельно с гляциологическими развивались специальные палеогляци-ологические исследования, при которых основное внимание уделялось вопросам количества, масштаба и времени проявления древних оледенений. По поводу числа древних оледенений мнения разделились. В.П. Нехорошев выделял на Алтае две эпохи оледенений, более древнее он считал покровным и максимальным [1929, 1932]. Позднее он определял его как среднечетвертичное [Нехорошев, 1958]. Четыре ледниковые эпохи по аналогии с Альпами выделял


А.М. Кузьмин [1929]. В.А. Обручев отмечал противоречивость во мнениях о числе оледенений в связи с недостатком данных [1931], однако впоследствии присоединился к мнению о четырехкратном оледенении Алтая, исходя из общепланетарного характера процесса [1938]. Недостаточность фактических данных для точного определения количества ледниковых эпох Алтая была очевидна, и в сводной работе по территории СССР И.П. Герасимов и К.К. Марков отметили, что доказанным здесь является лишь одно, последнее оледенение, а прочие относятся к числу гипотетических [1939]. Недостаточность данных подтверждают и выводы сотрудников ЗСГУ, на сходном материале, в соседних регионах, выделяющих два [Кузнецов, 1939], три [Шахов, 1933] и четыре [Сперанский, 1937] оледенения.


Подводя итог исследованиям этого периода, следует отметить дальнейшее развитие гляциологического направления, возникшего на рубеже XIX-XX вв., палеогляциологического и неотектонического направлений, берущих начало с работ В. А. Обручева и И. Г. Гране и развивающихся как в русле единого геологического направления, представленного исследованиями ЗСГУ, так и выделяющихся в самостоятельные палеогляциологическое [Кузьмин, 1929; Нехорошев, 1929, 1932; Варданянц, 1938] и неотектоническое [Нехорошев, 1926, 1927, 1936; Обручев, 1927] направления. Особо следует отметить зарождение исследований нового направления, посвященного изучению кайнозойских отложений Алтая [Аксарин, 1937, 1938].


После Великой Отечественной войны исследования современного оледенения Алтая вновь активизировались. М. В. Тронов подвел итоги изучения ледников Алтая [1947, 1951, 1953], особо отметив влияние орографических особенностей региона на развитие оледенения. Новое поколение томских гляциологов сосредоточило свое внимание на исследованиях динамики и вещественного баланса современных ледников [Душкин, 1962, 1964, 1970, 1972, 1976а; Окишев, 1962, 1964, 1966, 1967; Кравцов, 1962; Булатов и др., 1967; Ревякин, 1967; Ревя-кин, Окишев, 1970; Нарожный, 1989]. Отдельные работы этого направления содержат краткие сведения по гляциальной геоморфологии [Душкин, 1967, 1976б; Булатов, 1970; Попов, 1972]. В послевоенное время гляциология Алтая постепенно отходит от проблем геоморфологии и становится узкоспециализированной отраслью знаний, занятой исключительно выяснением особенностей строения и функционирования современных ледников, вопросами гляцио-климатологии и гидрологии.


Продолжается интенсивная разработка окончательно обособившегося па-леогляциологического направления исследований. После короткой дискуссии о возможности третичного оледенения Алтая [Рагозин, 1941, 1956; Шарков, 1950], ставшей бессмысленной при появлении новых материалов по геологии кайнозойских отложений, усилия были направлены на выяснение геоморфологических признаков, масштабов, числа и динамики плейстоценовых оледенений Горного Алтая. Л. Н. Ивановский посвятил многие свои публикации гляциаль-ной геоморфологии Алтая [1942, 1953, 1956а, б, 1960, 1961, 1962а-д, 1964, 1965а-в, 1970б, 1974а, б], которые затем обобщил в двух монографиях [1967, 1981]. Сходные данные опубликовал В. Е. Попов [1962а, в]. Эти материалы логически завершают описательную стадию в изучении ледникового рельефа.


В 70-е годы к проблемам палеогляциологии Алтая обратился П. А. Окишев, в статьях которого приводятся реконструкции по следам древних оледенений региона среднеплейстоценового и позднеплейстоценового возраста [1972, 1973, 1976а-г, 1977, 1978а,б, 1986, 1987]. Эти статьи содержат отдельные упоминания о геоморфологических признаках оледенений. Исключение составляет одна из статей, в которой подробно рассмотрены проявления отдельных оледенений в рельефе и строении рыхлых отложений [Окишев, 1980], а сведения по позднеплейстоценовому оледенению обобщены в более поздней монографии [Окишев, 1982].


С конца 70-х годов наметилась тенденция к применению для этих целей более точных методов: радиоуглеродного, дендрохронологического [Ивановский, Панычев, 1978; Ивановский и др., 1982; Адаменко, Селищев, 1984] и лихеномет-рического [Соломина, 1988, 1989]. Эти подходы позволяют значительно уточнить и конкретизировать палеогеографические построения.


Последовательно формируется направление, связанное с изучением экзогенных процессов и форм рельефа. Публикуются работы, посвященные мерзлотным формам рельефа и наледям [Азарий, 1966; Малолетко, 1966, 1970; Кри-воносов, 1973; Цехановская, 1969, 1970, 1971, 1976, 1987], нагорным террасам [Чайко, 1988]. Особенно много публикаций по результатам изучения склоновых процессов высокогорья Алтая [Занин, 1961; Титова, Петкевич, 1964; Ивановский, 1970а, 1977, 1983, 1988; Кравцова, 1971]. Делаются попытки их картирования и систематизации [Петкевич, 1967, 1968а-г, 1970, 1972, 1978, 1979, 1984], рассматриваются вопросы перемещения склоновых отложений в высокогорье. Итоги исследования рельефа Горного Алтая в рамках перечисленных направлений подведены в коллективной монографии, посвященной современному рельефу Алтае-Саянской горной области, основу которой составили материалы по гля-циальной геоморфологии и современным экзогенным процессам [Окишев, Петкевич, 1988].


Значительно расширились исследования по геологии кайнозоя Юго-Восточного Алтая, чему способствовали особенности геологического строения этой территории. Там в неотектонических впадинах сохранились достаточно полные разрезы отложений кайнозоя, местами хорошо обнаженные. В отличие от других этому направлению исследований свойственно ярко выраженное поступательное развитие. Итоги предыдущего этапа изучения были подведены Е. Н. Щукиной [1953, 1956, 1960], которая составила также и стратиграфическую схему кайнозойских отложений Алтая.



Широкомасштабные полевые работы, связанные с государственной геологической съемкой СССР масштаба 1:200 000, завершились на Горном Алтае к началу 60-х годов благодаря усилиям сотрудников ЗСГУ и при участии геологов Всесоюзного Аэрогеологического треста (ВАГТ) и дали такое количество нового фактического материала, что потребовалось пересмотреть все предшествующие стратиграфические и палеогеографические построения. Были проведены деление на свиты и картирование кайнозойских отложений Горного Алтая [Лунгерсгаузен, Раковец, 1958, 1961б, 1968; Раковец, Шмидт, 1963; Шмидт, 1964а; Раковец, 1966; Раковец, Богачкин, 1974]. Результаты исследований обобщены в ряде крупных публикаций [Девяткин, 1965; Адаменко и др., 1969; Лискун, 1975]. Однако сформировавшийся взгляд на строение кайнозойской толщи Алтая вскоре подвергся критике [Ерофеев, Ржаникова, 1969; Ерофеев, 1970; Богачкин, Раковец, 1971; Розенберг, 1972, 1973, 1974, 1975а,б, 1976а,б, 1977, 1978; Богачкин и др., 1974]. Итоги попыток ревизии результатов этого этапа в изучении кайнозойских отложений Алтая подвел Б. М. Богачкин [1981].


Наиболее спорной в кайнозойской геологической истории Алтая остается история четвертичного осадконакопления. Если в стратиграфии палеогена и неогена еще работают традиционные палеонтологические и палеоботанические методы расчленения и корреляции, что обеспечивает относительную преемственность в исследованиях и непрерывное совершенствование стратиграфических схем палеогена и неогена (рис. 7), то в основу всех современных стратиграфических схем отложений четвертичного периода в Горном Алтае положены расчленение и корреляция ледниковых отложений, относительно которых никогда не было единого мнения ни о количестве (рис. 8), ни об их пространственном положении. В этих вопросах до сих пор не наблюдается значительного прогресса со времен В. А. Обручева и И. Г. Гране, хотя четвертичные отложения рассматривались в литературе [Титова, 1956, 1957а,б, 1962; Девяткин и др., 1961, 1963; Ефимцев, 1964; Минина, 1971; Борисов, Минина, 1973, 1979, 1982, 1989а, б; Рудой, 1980, 1981а, б].


Исследователям не удалось составить непротиворечивую картину строения толщи четвертичных отложений по вполне объективной причине — отсутствию надежного метода расчленения и корреляции разнофациальных толщ четвертичного периода в условиях их плохих сохранности и обнаженности. Казалось, наметилась возможность решения этой задачи путем применения к четвертичным отложениям Горного Алтая термолюминесцентного и радиоуглеродного методов абсолютного датирования [Боярская, Свиточ, 1973; Свиточ и др., 1973, 1975, 1976; Окишев, 1975; Разрез..., 1978; Свиточ, 1978, 1987]. Однако определения возраста термолюминесцентным методом были и остаются малодостоверны, а радиоуглеродные датировки малочисленны и охватывают слишком малый временной интервал.


В 60-е годы исследователи проявили интерес к следам древних приледни-ковых озер, существовавших в четвертичное время в тектонических впадинах Юго-Восточного Алтая и отмеченных впервые В. А. Обручевым [1914], что нашло свое воплощение в публикациях [Девяткин, 1961; Попов, 1962б, 1967; Сладкопевцев, 1969]. Многое здесь до сих пор остается не до конца ясным, в частности — механизм их заполнения и исчезновения. В 80-е годы некоторые стали

Критерии выделения

Четвертичная система

Литературный


источник

Плейстоцен

Ранний

Средний

Поздний

Морфология ледниковых долин и конечно-моренных образований (1,2)

Первое (1)

Второе (2)

В.А. Обручев [1915]

Морфология ледниковых долин и конечно-моренных образований (1,2, 3)

Миндель (1) Рисс (2)

Вюрм (3)

И.Г. Гране [1916]

Морфология и строение разреза ледниковых отложений (1,2)

Покровное (1)

Горно-долинное (2)

В.П. Нехорошев [1932]

Морфология и строение разреза ледниковых отложений (1,2)

Рисс (2)

Вюрм (2)

А.В. Аксарин [1937]

Морфология и строение разреза ледниковых отложений (1, 2, 3, 4)

Материковое (1)

Ештыкольское (2) Чуйское(З)

Кокузекское (4)

Б.Ф. Сперанский [1937]

Строение разреза (1, 2, 3) и морфология моренных образований (4)

Башкаусское (1)

Катунское (2) Майминское (3)

Чибитское (4)

Е.Н. Щукина [1960]

Строение разреза и морфология моренных образований (1.2)

Максимальное (1)

Постмакси-мальное (2)

О.А. Раковец, Г.А. Шмидт [1963]

Строение разреза и морфология моренных образований (1.2,3)

Максимальное (1)

Первое постмакси-мальное (2), Второе постмакси-мальное (3)

Е.В. Девяткин [1963]

Строение разреза (1) и морфология конечноморенных образований (2)

Древнее (1)

Последнее (2)

Л.Н. Ивановский [1967]

Абсолютные датировки моренных образований (1, 2, 3)

Раннеплейстоценовое (1)

Максимальное (2)

Горно-долинное (3)

А.А. Свиточ и др. [1978]

Абсолютные датировки (1) и строение разреза моренных образований (2, 3)

Раннеплейстоценовое (1)

Максимальное (2)

Последнее (3)

Б.М. Богачкин [1981]

Абсолютные датировки (1) и морфология моренных образований (2, 3)

Раннеплейстоценовое (1)

Среднеплейстоценовое (2)

Позднеплейстоценовое (3)

П.А. Окишев [1982]

Строение разреза (1) и абсолютные датировки(2)

Древнее (1 ?)

Позднеплейстоценовое (2)

В.В. Бутвиловский [1993]

Рис. 8. Количество и возраст оледенений Горного Алтая по представлениям разных исследователей.


объяснять необычные образования в долинах и предгорьях Алтая катастрофическими спусками приледниковых палеоозер Горного Алтая [Рудой, 1981в, 1987, 1988; Рудой и др., 1984, 1989; Бутвиловский, 1985-1987, 1989].


В послевоенное время и особенно в 60-е годы бурно развивалось нео-тектоническое направление исследований в Горном Алтае, намеченное еще


В. А. Обручевым [1915]. В основном это были исследования кайнозойских отложений, в которых использовались неотектонические реконструкции для палеогеографической интерпретации разрезов и объяснения причин изменения условий осадконакопления. В результате сложилось относительно единое мнение о неотектонической структуре Горного Алтая [Лунгерсгаузен, Раковец, 1961а; Девяткин, 1962, 1964, 1967; Шмидт, 1964б, 1972; Раковец, 1967а,б, 1968; Рудич, 1972]. Были описаны отдельные частные проявления новейшей раз-ломной тектоники [Рагозин, Ивановский, 1954; Бондаренко и др., 1968а,б; Бондаренко, 1969, 1976; Сладкопевцев, 1970]. Л. К. Зятькова подвела итог неотектоническим исследованиям данного периода в первой и до настоящего времени единственной обзорной работе по морфотектонике Алтае-Саянской горной области [1977].


Поскольку сопоставление строения разрезов впадин с характером горного обрамления часто проблематично, а стратиграфия кайнозоя Горного Алтая неоднократно пересматривалась, то неотектонические построения здесь долго оставались предметом дискуссий. По вопросу о характере новейших движений общая точка зрения на некоторое время установилась только после того, когда мнения о блоковой активизации [Обручев, 1915] и сводовом возды-мании [Гране, 1915; Нехорошев, 1926] совместились и образовали устойчивое представление о предшествовании сводового воздымания блоковым перемещениям [Нехорошев, 1927, 1958; Девяткин, 1965; Богачкин, 1981]. Но время проявления основной фазы этих дислокаций долго оставалось спорным.


Уже на начальном этапе изучения Горного Алтая мнения по этому вопросу разделились. В. А. Обручев полагал возраст новейшего орогенеза Алтая позднемезозойским или третичным [1915], а И. Г. Гране считал его раннечетвертичным и возобновлявшимся неоднократно в течение четвертичного периода [1915]. В.П. Нехорошев сначала относил орогенез к третичному времени [1926], а затем пришел к выводу о четвертичном времени основной фазы орогенеза [1932, 1958, 1959], к такому же заключению на основании большого фактического материала пришли и геологи ЗСГУ [Сперанский, 1937; Кузнецов, 1939]. Отдельные исследователи исходя из общих соображений отстаивали свою точку зрения — более древний, дочетвертичный возраст Алтайских гор [Москвитин, 1946]. Дальнейшее изучение кайнозойских отложений утвердило исследователей во мнении о позднекайнозойском времени основной фазы орогенеза [Лунгерсгаузен, Раковец, 1958, 1961а; Щукина, 1960; Шмидт, 1964б; Девяткин, 1965; Раковец, 1967а,б, 1968].


Позже новые и, как показало время, ошибочные представления о стратиграфии кайнозойских отложений Алтая позволили выделить в качестве основной фазы горообразования среднетретичную, а время глыбовых деформаций определить как позднетретичное, четвертичные же движения, предполагалось, носили блоковый характер, были малоамплитудны и кратковременны [Богач-кин, 1981]. Наиболее радикальные представители этого направления, основываясь на анализе состава и распространения «раннекайнозойских» отложений, делали вывод о докайнозойском возрасте гор, орографическое устройство которых было лишь слегка изменено в кайнозойское время блоковыми подвижками [Розенберг, 1977, 1978]. Таким образом, в 70-е годы наметился возврат к ранним воззрениям на позднемезозойский возраст гор Алтая [Обручев, 1915].


В рамках неотектонического направления исследований предпринимались попытки оценить суммарную денудацию за неотектонический этап развития территории, однако оценки делались в основном из общих соображений, внося полную неясность в этот вопрос, поскольку колебались от 1000 м [Раство-рова, 1973, 1974] до 200 м [Розенберг, 1975б]. Последняя цифра лучше соотносится с геоморфологическими данными, так как такой объем денудированного материала примерно совпадает с объемом выработанных долин и не противоречит тому факту, что в Юго-Восточном Алтае на водоразделах почти повсеместно сохранились фрагменты древнего доорогенного сглаженного рельефа.


В 60-е годы от неотектонического отделяется новое направление, связанное с изучением неотектонической структуры Алтая для прогнозирования сейсмической опасности [Масарский, Моисеенко, 1962; Моисеенко, 1969а,б; Се-макин, 1969; Рейснер, 1971; Чернов, 1975; Жалковский и др., 1978]. Основным итогом этих исследований было обнаружение приуроченности эпицентров инструментально отмеченных землетрясений к краевым зонам неотектоничес-ких блоков, что косвенным образом подтверждает дизъюнктивную природу их границ. Однако, учитывая непродолжительность периода инструментальных наблюдений и большую приблизительность неотектонических схем, построенных по топографическим картам мелкого масштаба, можно усомниться в обоснованности этого вывода материалами того времени. Наиболее злободневным вопросом в сейсмологии Горного Алтая является вопрос о максимальной силе возможных здесь землетрясений. Детальные работы в этом направлении до 90-х годов, за редким исключением [Кучай, Тычков, 1987], практически не проводились.


В 40-80-е годы в исследованиях Юго-Восточного Алтая отчетливо проявилась тенденция к специализации. Причем основная фаза формирования новых направлений пришлась на конец 50-начало 60-х годов. Продолжились неотектонические исследования как в рамках изучения кайнозойских отложений и как самостоятельное направление. В 60-е годы оно стало использоваться в сейсмологии. Разрабатывалось палеогляциологическое направление, и сама гляциология получила дальнейшее развитие. Однако к началу 80-х годов вопросы геоморфологии перешли в ведение отделившегося от нее еще в начале 60-х годов направления, занимающегося изучением экзогенных процессов высокогорья.


В конце 50-х годов резко активизируются исследования в области кайнозоя, параллельно идет изучение четвертичных отложений как в рамках изучения кайнозоя, так и в качестве самостоятельного направления. В 70-е годы от направления исследований, посвященных изучению четвертичных отложений, обособляется направление, связанное с попытками решения проблем четвертичной геологии путем применения новых методов относительного и абсолютного датирования отложений. В 80-е годы продолжилось изучение следов существования и функционирования палеоозер в тектонических впадинах Юго-Восточного Алтая.


2.3. Геолого-геоморфологические исследования Юго-Восточного Алтая с 1990 г. Период пересмотра исходных представлений, формирования новых парадигм и интеграции исследований


Общее снижение интенсивности исследований в 70-80-е годы XX в., выразившееся в уменьшении количества научных публикаций, сменилось в 90-е годы обратной тенденцией. Это десятилетие по числу опубликованных работ приблизилось к наиболее продуктивным 60-м годам.


В рамках гляциологического направления публикации были относительно немногочисленны [Галахов и др., 1990; Галахов, Кондрашов, 1991; Москаленко, Селиверстов, 1997; Нарожный, Осипов, 1998, 1999]. Палеогляциологичес-кие исследования развивались как в традиционном варианте [Новиков, 1990; Окишев, 1993а; Редькин, 1994а,б, 1997; Малаева, 1995; Редькин, Михайлов, 1997; Мистрюков и др., 1998; Агатова, 1999, 2003], так и с использованием межрегиональных корреляций [Шейкман, 1993], имитационных моделей ледников [Галахов, Руденко, 1993] и радиоуглеродного датирования [Бутвиловский и др., 1991, 1993; Бутвиловский, 1993]. Работы показали, что обширные области распространения следов покровного оледенения в северо-восточной части Алтая относятся не к среднеплейстоценовому, как считалось ранее [Девяткин, 1965], а к позднеплейстоценовому оледенению. Таким образом, позднеплейстоценовое оледенение по площади распространения немного меньше или же вообще идентично среднеплейстоценовому оледенению [Бутвиловский, 1993].


Продолжились также разрозненные исследования современных экзогенных процессов [Смирнова, 1990; Демин и др., 1991; Ивановский, 1991; Лузгин, 1991; Чернова и др., 1993; Михайлов, 1994, 1998; Королева, 1997] и кайнозойских отложений [Русанов, 2001а, б; Ульянов, 2002].


В рамках археологических исследований были впервые открыты раннеплейстоценовые отложения в северо-западной части Алтая [Деревянко и др., 1992, 1993] и рассмотрены некоторые аспекты палеогеографии позднего плейстоцена [Деревянко, Маркин, 1987]. В результате анализа буровых материалов установлено, что при формировании угленосных озерных осадков во впадинах Юго-Восточного Алтая расчленение рельефа составляло первые сотни метров [Лузгин, Русанов, 1992]. Открытие морского верхнего мела в Чуйской впадине [Зыкин и др., 1999] взбудоражило научную общественность, но было опровергнуто более детальными исследованиями (см. гл. 3). Проведенная ревизия материалов по стратиграфии кайнозоя [Зыкин, Казанский, 1995] продемонстрировала полную несостоятельность попыток пересмотра схемы Е. В. Девяткина [1965], предпринимавшихся в 70-80-е годы [Богачкин, 1981; и др.]. После длительного перерыва вновь появляются работы по термолюминесцентному датированию четвертичных осадков [Шейкман, 2002].


Изучение следов древних приледниковых озер и деятельности катастрофических потоков при их прорывах дало ряд публикаций [Окишев, 1993б, 1996, 1997; Baker et al., 1993; Рудой, Кирьянова, 1994; Гроссвальд, Рудой, 1996; Свиточ, 1996; Селиверстов, 2002]. Формировался новый взгляд на проблему, отличающийся обоснованностью, большим фактическим материалом, умеренностью представлений [Парначев, 1994, 1996а,б, 1998, 1999; Carling, 1996a,b; Окишев, Бородавко, 2001а,б]. Согласно новым представлениям точка зрения В. В. Бут-виловского и А. Н. Рудого на масштабы прорыва палеоозер ошибочна — масштабы сильно преувеличены, реальные скорости и объемы воды меньше почти на порядок. Предложена альтернативная модель заполнения и спуска палеоозер, учитывающая новые данные [Новиков, Парначев, 2000].


Большими достижениями в изучении следов древних землетрясений отмечены последние годы XX в. Изучено большинство известных сейсмогра-витационных структур Юго-Восточного Алтая, получены радиоуглеродные датировки для ряда объектов и установлена повторяемость крупных сейсмических событий в пределах территории [Платонова, 1998а,б, 1999а,б; Рогожин и др., 1996, 1998, 1999; Rogozhin et al., 1998; Рогожин, Платонова, 2002]. Проводились также традиционные работы по сопоставлению инструментально определенных эпицентров слабых землетрясений с новейшей структурой Алтая [Лукина, 1996]. Неотектонические схемы, на основе которых в них сопоставляются позиции эпицентров и активных разломов, по-прежнему недостаточно проработаны. Новый этап сейсмогеологических исследований начался после сильных землетрясений Горного Алтая осенью 2003 г. [Агатова и др., 2004; Новиков и др., 2004].


Настоящий прорыв в понимании неотектонической природы Алтая достигнут в рамках интеграционных геологических исследований, базирующихся на представлениях плитной тектоники. Были востребованы идеи Э. Аргана [Argand, 1924] о ведущей роли Индо-Евразийской коллизии в новейшем тек-тогенезе Центральной Азии [Molnar, Tapponier, 1975; Трифонов, 1976; Tapponier, Molnar, 1979]. Эта гипотеза стала катализатором процесса изменения взглядов на морфотектонику всего Центрально-Азиатского региона. В геоморфологических и неотектонических исследованиях представления о преобладании горизонтальных перемещений блоков земной коры применительно к Алтаю начали формироваться в конце 80-х [Неотектоника., 1988; Уфимцев, 1989, 2002] и получили развитие в 90-е годы [Горы., 1990; Уфимцев, 1995; Cunningham, 1998; и др.].


Предвосхищая это, еще в начале 70-х годов А. Б. Дергунов [1972] предлагал рассматривать четвертичную структуру северо-восточной части Горного Алтая как сочетание сдвигов северо-западного простирания и сочлененных с ними субмеридионально ориентированных зон растяжения, но тогда не было достаточной аргументации для изменения устоявшейся точки зрения на новейший тектогенез Алтая. Однако и в конце 90-х, когда уже появились материалы по коллизионному горообразованию в Альпийско-Гималайском горном поясе [Копп, 1997; Трифонов, 1999; Новейшая тектоника., 2000], в его северной цепи Тянь-Шань-Алтай-Саяны-Байкальский регион Алтай оставался наименее проработанным звеном. Работы, написанные в традиционном ключе, продолжают появляться и сейчас [Лузгин, 2002; Малогетко, 2002].


Для юго-восточной части Горного Алтая предложен механизм коробления под воздействием горизонтального сжатия [Новиков, 1992а,б]. Появились новые данные о возрасте тектонических движений. Отмечены факты голоценовых смещений по разломам [Еремин, 1991; Деев и др., 1995]. Для детализации тектонических построений используются космические снимки нового поколения [Трефуа и др., 1995; Trefois et al., 1996]. Впервые за много лет к проблемам неотектоники Алтая обратились крупные специалисты в области палеозойской тектоники [Добрецов и др., 1995; Dobretsov et al., 1996; Физикогеографическая..., 2001], установившие унаследованность позиции горной системы Алтая в палеозойском структурном плане и высокую степень участия вновь образованных разломов в ее внутренней структуре. Проводятся исследования новейшей структуры традиционными геологическими методами [Dehandshuther et al., 2002].


Иными словами, границы горной системы обусловлены обновленными в мезозое и кайнозое позднепалеозойскими системами разломов на границах микроплит, а дробление земной коры в поле сжатия в пределах самого Алтая образует новый кайнозойский структурный план. Он, особенно в пределах Горного и Рудного Алтая, лишь в малой степени состоит из обновленных участков более древних разрывных нарушений [Новиков, 2000в]. Установлено, что на ранних стадиях орогенеза преобладали сдвиговые перемещения с плика-тивными деформациями блоков между ними, в которых позднее проявилась вертикальная составляющая смещения. Суммарное горизонтальное смещение по отдельным разломам на порядок превышает вертикальное перемещение [Новиков, 1992б, 1994, 1996а,б, 1998, 2000а, 2001, 2002, 2003б; Новиков и др., 1995, 1996; Novikov et al., 1996; Vladimirov et al., 2001].


Большинство крупных впадин Алтая представляют собой рамповые и по-лурамповые структуры, характеризующие условия сжатия [Бутвиловский, 1991; Новиков, 1992а; Дельво и др., 1995]. При изучении наиболее крупных зон кайнозойских деформаций типа half-flower structure установлено, что развитие таковых на границах хребтов и впадин происходит за счет поэтапного вовлечения в поднятие периферических частей впадин по вновь образующимся разломам, в плане параллельным зоне основного разлома и соединяющимся с ней на глубине [Новиков и др., 1998; Буслов и др., 1999]. Аналогичная закономерность установлена для границ горной системы с впадинами обрамления [Novikov, Trefois, 1998].


2.4.Некоторые закономерности геолого-геоморфологических исследований Юго-Восточного Алтая в 1900-2000 гг.


Количественный анализ научных публикаций по геоморфологии и мор-фотектонике Юго-Восточного Алтая за истекшее столетие отчетливо определяет три максимума и два минимума (рис. 9). До конца 60-х годов имелась тенденция к возрастанию их числа, которая с начала 70-х годов сменилась


Рис. 9. Динамика количества научных публикаций по геоморфологии и морфотектонике Юго-Восточного Алтая с 1900 по 2000 г.


резким снижением. За 70 лет количество публикаций возросло почти в 20 раз, а в 80-е годы снизилось вдвое. Фактор увеличения определяли колебания, связанные с внешне- и внутриполитическими потрясениями. Так, в 40-е годы число публикаций уменьшилось почти до уровня начала XX в. На графике (см. рис. 9) имеется четыре пика: первый — 10-е годы, второй — 30-е, третий — 60-е, затем началось снижение, сменившееся в 90-е годы новым ростом.



Для периодов всплеска количества опубликованных работ характерно появление новых направлений исследований [Новиков, 2000б]. Исключением является последний, продолжающийся максимум, для которого, напротив, характерна интеграция исследований. Так, на 10-е годы приходится формирование неотектонического направления, на 30-е годы — направления по исследованиям геологии кайнозоя, на 60-е годы — направлений, объединяющих исследования экзогенных процессов [Петкевич, 1967], древних приледниковых озер [Попов, 1962б].


При анализе количественных изменений в публикации научных трудов по десятилетиям выявляются и внутренние пружины, приводящие в действие механизм познания. Все исследования, имеющие отношение к собственно мор-фотектонике, до конца 80-х годов опирались на очень ограниченный круг научных представлений. Эти представления восходят к началу 20-х, когда было установлено, что горный рельеф Алтая сформировался, по геологическим понятиям, сравнительно недавно на месте слабо расчлененной местности с небольшими абсолютными высотами. До этого Горный Алтай представлялся исследователям древней складчатой горной страной, не испытавшей на протяжении своей истории ни одного оледенения.


Такая его характеристика фигурировала в работах по физической географии Российской Империи еще в начале XX в. Не было даже определений абсолютных высот, кроме приблизительно вычисленной высоты горы Белухи [Геблер, 1836; Gebler, 1837] — высочайшей вершины Русского Алтая, которая в действительности оказалась выше более чем на 1000 м. Тогда же было установлено, что Алтай является горной страной с мощным современным оледенением [Сапожников, 1897, 1901], что он испытывал еще более обширные древние оледенения [Обручев, 1914].


Эти идеи стали стержнем для дальнейшего изучения Алтая и дали начало трем основным направлениям исследований: палеогляциологическому, гляциологическому и геологическому. Первые два направления развивались обособленно, накапливая большой фактический материал. Их развитие привело к существенной детализации первоначальных представлений [Ивановский, 1967, 1981; Окишев, 1982; и др.]. Региональная замкнутость и отсутствие новых идей привели к резкому снижению количества публикаций по этим вопросам к концу 70-х годов. Морфотектонические аспекты практически исчезли из поля зрения авторов десятилетием раньше. Эти направления пребывали в структурном кризисе: возможности количественного наращивания исследований были исчерпаны, а новый качественный уровень еще не достигнут.


Иначе сложилась история геологического направления. В 30-е годы обозначилась резкая активизация исследований в этой области в связи с началом геологической съемки. Тогда проблемы геологии тесно увязывались с проблемами неотектоники и палеогляциологии [Шахов, 1933; Кузнецов, 1939; и др.], тогда же обособилось направление исследований в области геологии кайнозоя [Аксарин, 1937, 1938], которое и в дальнейшем тесно переплеталось с неотектоническим. Были изучены воздымающиеся неотектонические структуры и коррелятные им отложения впадин. Работы этого периода в полной мере сохранили свое научное значение до сих пор. Какое-то время геологические исследования не содержали морфотектонических аспектов, которые развивались отдельно от них, в неотектоническом и посвященном геологии кайнозоя направлениях.


Первым специалистом, высказавшим определенное мнение о природе макрорельефа Горного Алтая, был П. А. Чихачев, который считал, что современные горные сооружения на его территории возникли в результате складчатости в конце девонского периода [Tschihatcheff, 1845]. Такие представления существовали до начала XX в. В. А. Обручев предположил, что горы Алтая возникли в результате вертикальных дифференцированных блоковых движений постпалеозойского времени [1915]. Тогда же были представлены доказательства сводового характера воздымания [Grand, 1917]. После дискуссии по этому вопросу на страницах геологических изданий, к началу 30-х годов установилось мнение, что общее сводовое воздымание предшествовало дифференцированным блоковым движениям [Нехорошев, 1927].


Дальнейшее развитие неотектонического направления до конца 80-х годов характеризовалось только детализацией сформировавшихся представлений о неотектонической структуре Алтая при полном отсутствии новых идей. Все интерпретации ограничивались выявлением амплитуд вертикальных движений. Характер тектонических движений более не вызывал сомнений, лишь значительно конкретизировались представления о новейшей блоковой структуре и времени ее формирования. В результате были составлены карты новейшей тектоники [Девяткин, 1965; Богачкин, 1981]. Примитивизм неотектонических схем и описательный характер текстов по проблемам неотектоники возрастали к концу 70-х годов, когда публикации на эту тему практически прекратились.


Ситуация принципиально изменилась в 90-е годы. Были взяты на вооружение принципиально новые представления о природе кайнозойской морфотектонической эволюции региона как результата сближения Евразии и Индостана. Произошла интеграция морфотектоники, геоморфологии, тектоники и геологии кайнозоя в рамках единого геологического направления [Добрецов и др., 1995; Новиков, 1994, 1998, 2001, 2002; и др.].


Два направления исследований развиваются без спадов с момента своего обособления в начале 60-х. Это четвертичная геология, где открываются широкие перспективы в связи с применением новых методов абсолютного датирования, и палеолимнология, которая занимается уникальными объектами-гигантами — палеоозерами межгорных впадин и следами их катастрофического спуска [Бутвиловский, 1993; и др.].


Итак, находившееся в состоянии стагнации в 80-е годы неотектоничес-кое направление активно развивается в рамках интеграционных геологических исследований. Несомненно, что для преодоления кризисных явлений в изучении экзогенных процессов, древнего и современного оледенения Алтая потребуется их интеграция с более динамичными направлениями. Геоморфология и морфотектоника могут стать базовыми для такой интеграции, поскольку они широко используют результаты всех смежных дисциплин, дают новые возможности для интерпретации и позволяют проводить независимую проверку результатов.


Рассматривая состояние морфотектонических исследований Юго-Восточного Алтая в 80-е годы, можно было заключить, что регион изучен плохо, научные представления этого периода находились на уровне 30-х годов XX в., а некоторые даже ниже [Новиков, 1991]. Однако нельзя было не заметить, что эта территория относительно хорошо изучена в геологическом отношении и полностью обеспечена топографическими материалами.


На Юго-Восточном Алтае были относительно хорошо изучены неотек-тоническая структура и распространение кайнозойских отложений. Имелись хорошие обзорные карты неотектонических структур [Девяткин, 1965]. Уже тогда возникли серьезные сейсмологические проблемы, для их решения стало необходимым детальное морфотектоническое исследование. Юго-Восточный Алтай с его активной новейшей тектоникой, само определение которой было сделано на региональном материале [Обручев, 1948], представляет собой прекрасную природную лабораторию для таких исследований.


Таким образом, к началу 90-х годов существовали все предпосылки для успешного изучения морфотектоники Алтая. Не хватало базовой идеологии. Таковой стали положения тектоники плит, использование которых привело к качественным сдвигам в морфотектонических исследованиях территории. Данная монография — не только результат многолетней работы автора в этом направлении, но и некоторый промежуточный итог развития представлений о молодой тектонике региона другими исследователями.

Глава 3


ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СВИДЕТЕЛЬСТВА ГОРООБРАЗОВАНИЯ НА АЛТАЕ В ПОЗДНЕМ ПАЛЕОЗОЕ И МЕЗОЗОЕ


В большинстве бассейнов, обрамляющих горные сооружения Алтая, в основании кайнозойского разреза на породах складчатого ранне-среднепалеозойского основания лежат значительно менее дислоцированные позднепалеозойские (обычно пермские и позднекарбоновые, реже среднекарбоновые) и мезозойские породы. В последнее время в наиболее изученной Кузнецкой впадине наметилась тенденция расширения объема пермской системы и включения в нее отложений, ранее относившихся к верхнему карбону [Папин, Лежнин, 1996]. Это вносит некоторую путаницу в стратиграфическое деление верхнепалеозойских отложений других впадин обрамления Алтая, поскольку все они увязывались с Кузбассом, и в целях единообразия следовало бы отнести и их «верхний карбон» к пермской системе. Но это выходит за рамки нашей компетенции и не влияет на ход дальнейших рассуждений, поэтому при описании мы все же используем менее радикальные представления о возрасте базальных свит впадин обрамления Алтая (в том числе и Кузбасса) как о позднекарбоновом.


Во многих впадинах, расположенных вокруг современных горных сооружений Алтая, разрез позднепалеозойских и мезозойских отложений достигает большой мощности, и его строение содержит информацию о развитии горных сооружений в докайнозойские эпохи орогенеза, уничтоженных денудацией к началу кайнозойской тектонической активизации. Необходимость оценки степени унаследованности структурной позиции современных горных сооружений и ее отношение к тектонической структуре, сформировавшейся на территории к позднему палеозою, очевидна. В данной главе мы кратко рассматриваем строение и пространственное распространение позднепалеозойских и мезозойских образований и их соотношение с расположением горной системы Алтая в целом. Подробно соотношение кайнозойской тектонической структуры со структурами более древних эпох тектогенеза будет рассмотрено на примере юго-восточной части Русского Алтая (см. гл. 5).


3.1. Позднепалеозойские и мезозойские отложения северного обрамления Алтая


Непосредственно вблизи современных горных сооружений Алтая, в пределах Бийско-Барнаульской впадины, позднепалеозойские отложения отсутствуют. Они отмечаются только к северу от впадины в Горловском прогибе и Доронинской мульде, и северо-западнее - в Кузнецком бассейне, где развиты совместно с мезозойскими и в меньшей степени кайнозойскими осадками. Мезозойские осадки залегают на верхнепалеозойских с резким несогласием, но при этом часто пространственно тяготеют к площадям их распространения. Свитное деление отложений в упомянутых прогибах унифицировано.


Кузнецкий прогиб к кайнозойскому орогенезу Алтая не имеет отношения, но так как он ограничивал горные сооружения, существовавшие на территории в позднем палеозое и мезозое, мы кратко остановимся на геологическом строении, чтобы не нарушать целостности картины. Рассмотрение стратиграфии позднепалеозойских осадков Кузбасса важно еще и потому, что остальные стратиграфические схемы территории увязаны с ними. Существует большое количество стратиграфических схем позднего палеозоя и мезозоя Кузбасса. Унифицированная стратиграфическая схема Кузбасса 1982 г. с изменениями 1993 г. представляется нам едва ли не худшим вариантом, и в качестве основы мы взяли схему В. И. Яворского [1970], в которой граница карбона и перми проходит по кровле острогской свиты. При этом мы не исключаем, что верно и отнесение самой свиты к ранней перми [Папин, 1991].


Позднепалеозойские и мезозойские отложения Кузнецкого бассейна


Выполняющие Кузнецкую впадину терригенные, часто угленосные, осадки суммарной мощностью более 10 км залегают без углового несогласия со стратиграфическим перерывом и размывом на морских известняках и аргиллитах нижнего карбона. После воздымания территории произошли размыв накопившихся осадков и новое прогибание, компенсированное осадконакоп-лением. Существовавший в пределах впадины водный бассейн, вначале солоновато-водный, постепенно опреснялся. Морские условия сменились лагунными, затем болотными. Опускание было длительным и протекало до конца перми. Триас - время размыва и локального накопления континентальных эффузивно-осадочных толщ [Кутолин, 1963].


Позднее прогибание бассейна и водная седиментация на ограниченных площадях продолжились в юре и раннем мелу. В кайнозое территория уже не являлась предгорным прогибом, и в ее пределах происходило локальное образование аллювиальных, склоновых и в большей степени лессовидных отложений. Позднепалеозойско-мезозойская угленосная толща осадков подразделяется исследователями на острогскую (C3ostr), балахонскую (P1bal), кузнецкую (P2kuz), ильинскую (P2il), ерунаковскую (P2er), мальцевскую (T1-2mal) и конгломератовую (J1-2kon) свиты [Яворский, 1968].


Мезозойские отложения Бийско-Барнаульской впадины


Разрез Бийско-Барнаульской впадины начинается с юрских угленосных толщ, несогласно залегающих в разобщенных углублениях палеозойского фундамента. Нижне-среднеюрские отложения, выделяемые в глушинскую свиту [Адаменко, Портнова, 1967; Адаменко, Зальцман, 1970], выполняют многочисленвыделяются четыре структурные террасы. Они представляют собой разделенные тектоногенными уступами денудационные уплощенные поверхности, развитые на складчатом палеозойском основании. Выделяются Центрально-Кулундинская (абс. отметки фундамента от -800...-100 до -450...-500 м), Барнаульская (от -300.-350 до -200 м), Бийская (-100.-150 м) и Рубцовская террасы (+50...+100 м) [Адаменко, 1969].


В основании разреза меловых отложений Бийско-Барнаульской впадины залегают отложения озерно-аллювиального и делювиально-пролювиального генезиса киялинской (K1kl), покурской (K12pk) и замещающей их по направлению к Алтаю леньковской (K12ln) свит. Сероцветные отложения покурской свиты постепенно сменяют пестроцветные осадки киялинской. Пестроцветные континентальные песчано-глинистые осадки леньковской свиты замещают в южном направлении образования покурской и перекрывающей ее кузнецовской свит. В пределах Центрально-Кулундинской структурной террасы они распространены повсеместно. Мощность свиты колеблется от 50 до 200-220 м. В ее кровле развита каолиновая кора выветривания мощностью до 5-7 м.


На размытых поверхностях покурской и леньковской свит практически всей Центрально-Кулундинской структурной террасы трансгрессивно залегает мощная серия верхнемеловых морских отложений, подразделяемых на четыре свиты: кузнецовскую (K2kz) , ипатовскую (K2ip) , славгородскую (K2sl) и ганькинскую (K2gn). Морские отложения ипатовской, славгородской и гань-кинской свит на южной периферии Центрально-Кулундинской структурной террасы фациально замещаются континентальными аллювиально-озерными, аллювиальными и делювиально-пролювиальными осадками сымской свиты (K2sms). Отложения сымской свиты широко распространены в пределах Барнаульской структурной террасы. Мощность ее здесь от 50 до 100-150 м. Южнее, в пределах Бийской структурной террасы, отложения свиты выполняют отдельные понижения в палеозойском фундаменте, ее мощность 50-70 м.


Юрские отложения Бийско-Барнаульской впадины формировались в предгорном прогибе в юрскую эпоху орогенеза Алтая, меловые - в эпоху выравнивания, а в конце мела в условиях морской трансгрессии. В юрское время Бийско-Барнаульская и Кузнецкая впадины, возможно, входили в единую систему прогибов, ограничивавшую с севера горные сооружения Алтая. Покрывали ли юрские терригенные осадки всю территорию или сразу формировались в наблюдаемых понижениях палеозойского фундамента до конца не ясно. Они вскрыты недостаточно густой сетью скважин, чтобы оценить характер фациальных изменений юрских осадков по направлению к бортам депрессий. О.М. Адаменко [1974] и С.А. Архипов с соавторами ] 1970], придерживались второй точки зрения, что нашло отражение в их палеогеографических построениях. Последние данные о рифтовом характере и значительной мощности юрских осадков Ненинско-Чумышской впадины, образующей перешеек между Предалтайской и Кузнецкой впадинами, позволяют предположить сходный механизм формирования и для других депрессий палеозойского основания, заполненных юрскими осадками, и служат косвенным подтверждением данной точки зрения.


3.2. Верхнекарбоновые, пермские и мезозойские отложения Зайсанской и Джунгарской впадин


С юго-запада горные сооружения Алтая ограничены системой мезокай-нозойских прогибов, состоящей из Зайсанской впадины (Казахстан) и Джунгарской впадины (Китай). Впадины образуют систему бассейнов, разделенную хребтами Саур и Сайкан, расположенную между молодыми горными системами Алтая и Тянь-Шаня.


Верхнепалеозойские и мезозойские отложения Зайсана


По глубине залегания палеозойского фундамента и вещественному составу слагающих его пород Зайсанская впадина подразделяется на северо-восточную, центральную и юго-западную тектонические зоны. Зайсанская впадина представляет собой асимметричный прогиб с надвинутыми бортами и фундаментом, сложенным породами складчатого среднего палеозоя и гранито-идными интрузиями. Как стало известно в связи с поисковыми работами на нефть, в Центральной зоне Зайсанской впадины присутствует мощный осадочный чехол, сложенный позднекарбоновыми, пермскими, мезозойскими и кайнозойскими отложениями (рис. 11, 12) [Ерофеев и др., 1989, 1991; Халимов и др., 1991].


Однако аналогичные позднекарбоновые, пермские и мезозойские отложения давно известны в пределах Кендерлыкской мульды, которая является вовлеченной в кайнозойское воздымание и подвергшейся денудации частью верхнепалеозойско-мезозойского прогиба Зайсанской впадины. Благодаря хорошей обнаженности и содержанию промышленных углей (уголь добывался здесь уже в конце XIX в.) отложения многократно и детально изучены и расчленены на достаточно дробные стратиграфические подразделения. Фундаментом для Кендерлыкской мульды, так же как и для Зайсанской и Джунгарской впадин, служат среднепалеозойские эффузивно-осадочные, эффузивные и интрузивные нижне-среднекарбоновые образования, которые к западу замещаются терригенными морскими осадками [Добрецов, Пупышев, 1962].


Позднепалеозойские прибрежно-морские отложения подразделяются исследователями на кендерлыкскую (P1kn), караунгурскую (P1kr), таранчинскую (сайканскую) (P1tr) и акколканскую (P2akk) свиты [Нехорошев, 1941; Сухов, 1958; Клейман, 1960; Василенко, 1961; Халимов и др., 1991].


В Кендерлыкской мульде и Зайсанской впадине на верхнепалеозойские породы со стратиграфическим и угловым несогласием ложится мощная толща континентальных отложений, которая отчетливо делится на три свиты: внизу свита конгломератового состава, затем песчано-глинистая угленосная и вверху глинистая полосчатая. В. П. Нехорошев [1941] отнес первую к триасу (конгломератовая свита), вторую к нижней юре (третья угленосная свита) и третью к средней юре (тигровая свита). В. К. Василенко [1961] предложил этим свитам другие названия: акжалтаусская (конгломератовая) (T2-3akt), то-лагайская (третья угленосная) (J1tl) и тайсуганская (тигровая) (J1ts).



Рис. 11. Тектоническая схема Зайсанской впадины (по [Халимов и др., 1991]).


1-3 —тектонические зоны: 1 — северо-восточная, 2 — юго-западная, 3 — центральная; 4 — изопахиты верхнепалеозойско-мезозойской толщи; 5 — границы (а — впадины, б — мульд); 6 — разрывные нарушения (а — региональные, б — прочие, в — взбросо-надвигового типа). Параметрические скважины: С — Сарыбулакская, Д — Даировская; верхнепалеозойско-мезо-зойские мульды: I — Карабулакская, II — Кендерлыкская, III — Чиликтинская, IV — Акджарская, V — Аксуатская.


Складчатое обрамление поднятия: ЧТ — Чингиз-Тарбагатайское, СМ — Саурско-Манракское, КН — Калба-Нарымское.


Раннемеловые отложения (K1) выделяются условно в Кендерлыкской мульде. Они представлены бурыми и буроватыми конгломератами, гравелитами и песчаниками, с видимым несогласием залегающими на породах тайсу-гайской свиты. В обломках встречены андезиты из покровов нижележащей свиты. Раннемеловой возраст отложений предполагается по аналогии с фау-нистически охарактеризованными раннемеловыми грубообломочными отложениями Джунгарской впадины. Мощность отложений 50-60 м [Клейман, 1960]. Конгломераты раннего мела встречены также на южном склоне хр. Манрак, где залегают на палеозойских отложениях.



Рис. 12. Геологический профиль южной части Зайсанской впадины (по [Халимов и др., 1991]).


1-4 — отложения: 1 — кайнозойские, 2 — мезозойские, 3 — эффузивно-осадочного фундамента, 4 — среднепалеозойские складчатого обрамления; 5 — залежи нефти (а — доказанные, б — предполагаемые); 6 — зоны разрывных нарушений.


Верхнемеловые пестроокрашенные гипсоносные глины локально развиты в пределах Кендерлыкской мульды и широко - в Зайсанской впадине. В.С. Ерофеев относит их к северозайсанской свите (K2d-P2), образующей основание кайнозойского разреза, и мы рассматриваем их вместе с кайнозойскими образованиями.


Строение разреза верхнепалеозойских и мезозойских отложений Зайсанской впадины в общих чертах аналогично строению разреза Кузнецкой впадины, что позволяет выделить стадии: сокращения мелководного морского бассейна (поздний карбон-ранняя пермь); рост горных сооружений в континентальных условиях, опреснение и сокращение бассейнов седиментации (поздняя пермь-ранний триас); континентальный орогенез и формирование предгорных и межгорных прогибов (поздний триас-юра); разрушения горного рельефа (мел-ранний-средний палеоген) [Обухов, Гречишников, 1993].


Верхнепалеозойские и кайнозойские отложения Джунгарии


Джунгарский бассейн сформировался в позднем палеозое, когда вокруг него возникли горные сооружения позднего карбона и перми. Прогиб за-ложился на палеозойском фундаменте, представленном морскими осадочными и эффузивно-осадочными отложениями ордовика-среднего карбона. На фундаменте с несогласием залегают континентальные образования нижнего структурного этажа, сформировавшиеся в период с позднего карбона до мела, мощность их колеблется от 4 до 12 км [Kamen-Kaye et al., 1988]. Верхний этаж образуют залегающие с несогласием кайнозойские осадки суммарной мощностью до 3-4 км [Саидов, 1956]. К востоку от впадины (в Джунгарской Гоби) локально присутствуют морские пермские осадки, представленные на остальной территории континентальными отложениями. Мелководный морской бассейн к ранней перми регрессировал в восточном направлении и с тех пор впадина развивается в континентальном режиме.


Основа стратиграфического расчленения мезокайнозойских отложений района заложена еще В. А. Обручевым [1901, 1940]. Подробное описание стратиграфии, не утратившее своего значения до наших дней, оставил М. Н. Саидов [1956]. Мезозойские отложения развиты на всей территории впадины, но обнажаются преимущественно в ее южной части, в предгорьях Тянь-Шаня и в ее восточной части, в Джунгарской Гоби. Кайнозойские отложения распространены повсеместно, но дочетвертичные осадки обнажаются в основном в предгорной полосе дислокаций по фронту надвигания Тянь-Шаня на впадину.


Континентальные осадки основания разреза Джунгарской впадины до сих пор остаются слабо изученными. Их суммарная мощность превышает 5000 м. Недавно установлена нефтеносность пород «фундамента» позднекаменноугольного возраста. Это дает право полагать, что осадочный разрез чехла Джунгарской впадины начинается с позднекарбоновых отложений [Lawrence, 1990]. Отложения, образующие основание разреза впадины, представлены переслаивающимися грубообломочными русловыми и глинистыми пойменными аллювиальными фациями и озерными отложениями [Tang et al., 1997a].


Судя по составу обломочных отложений, они образованы за счет размыва вулканогенных ранне-среднекаменноугольных и более древних осадков. Пермско-триасовая толща отделена от вышележащих относительно слабо дислоцированных верхнеюрских и нижнемеловых осадков угловым несогласием и размывом, связанным с раннеюрской эпохой тектонической активизации [Hendrix et al., 1996]. Верхнепермские горючие сланцы Джунгарского бассейна отлагались преимущественно в виде дельтовых конусов выноса. Песчаники этой свиты служат основными коллекторами нефти, а переслаивающиеся с ними черные сланцы относятся к главной нефтематеринской толще [Carroll et al., 1990, 1992; Tang et al., 1997b].


В юго-восточной части впадины выделяются собственно триасовые отложения. Они представлены коричнево-красными, фиолетово-красными и зеленовато-серыми песчанистыми глинами с частыми прослоями грубозернистых песчаников мощностью 10 м и более. В основании мезозойского разреза в районе г. Урумчи залегает мощная (до 160 м) толща грубозернистых косослоистых песков и мелкогалечных конгломератов триасового возраста. Юрские отложения обнажаются в широкой полосе в предгорьях Тянь-Шаня. Они залегают с заметным угловым несогласием на триасовых и палеозойских образованиях. Мощность угленосных юрских отложений достигает 3500 м, все они сугубо континентального происхождения и принадлежат к аллювиальным и озерно-дельтовым фациям [Hendrix et al., 1991, 1995]. В юрских отложениях выделяются угленосная (J1-2) и чийгуйская (J3) свиты [Саидов, 1956].


В аллювиальных отложениях поздней юры Джунгарской впадины обнаружен целый окаменевший лес, залегающий в виде двух горизонтов упавших деревьев и укорененных пней. Длина самого крупного дерева 25,3 м, диаметр самого крупного пня 2,5 м. Вмещающие отложения - речной ил, песок и гравий [McKnight et al., 1990]. Сравнительно недавно в позднеюрских отложениях юго-восточной окраины Джунгарской впадины обнаружены ископаемые остатки динозавров (Mamenchisaurus sp.). Это наиболее древние находки этого типа фауны в регионе. Они приурочены к предгорному прогибу, обрамлявшему позднеюрское поднятие на месте современного Алтая [Russell, Zheng, 1993; Graham et al., 1997]. В других частях впадины в верхнеюрских отложениях обнаружены остатки древних крокодилов [Wu et al., 1996] и других рептилий [Peng, Brinkman, 1993].


Меловые отложения широко развиты в полосе предгорных деформаций вдоль южной окраины Джунгарской впадины. Они залегают на юрских отложениях со стратиграфическим несогласием. Меловые отложения расчленяются на три свиты: ишакдаванскую (K11), караджальскую (K 21) и тугулукскую (K2—P1-2). Две первые представляют собой грубообломочные предгорные мо-лассы, а последняя представлена преимущественно глинами и сформирована в эпоху выравнивания. Меловые отложения развиты также на западной границе впадины. Китайские источники описывают их как свиту alikhu [Russell, Zhai, 1987]. В районе горы Карамай и р. Дям они залегают с резким угловым несогласием на угленосной свите юры и палеозоя. Отложения представлены бурыми и коричневыми глинами с прослоями серых слоистых песчаников. В верхней части разреза присутствуют прослои галечников. Мощность свиты здесь составляет 25-77 м.


3.3. Позднепалеозойские и мезозойские отложения Котловины Больших Озер, Долины Озер и Заалтайской Гоби Западной Монголии


Мезозойские отложения Западной Монголии развиты преимущественно в пределах полосы, ограниченной с юга и юго-запада областями выхода на поверхность палеозойских пород Монгольского и Гобийского Алтая, а с северо-востока — полем палеозойских пород Хангая. В пределах Монгольского Алтая они имеют ограниченное распространение в единичных межгорных впадинах. В Хангае и Гобийском Алтае мезозойские отложения развиты несколько шире, местами даже встречаются на уплощенных вершинах горных сооружений. В основании разреза находятся нижне-среднеюрские отложения, которые несогласно залегают на складчатом ранне-среднепалеозойском фундаменте. В отдельных местах в основании разреза нижне-среднеюрских отложений подстилаются близкими к ним в литологическом отношении породами позднепермского возраста, что позволяет говорить об элементе унас-ледованности областей мезозойского осадконакопления с позднепалеозойского времени [Шувалов, 1970].


Однако позднепермские бассейны континентальной седиментации в пределах территории, примыкающей со стороны Монголии к Монгольскому и Гобийскому Алтаю, были немногочисленными и несравнимо меньшими по сравнению с юрскими [Геология., 1973; Полянский, Бадамгарав, 1992]. В этом состоит главное отличие впадин этой территории от Джунгарского, Зайсан-ского и Кузнецкого районов. В составе верхнепермских отложений выделяются две толщи. Нижняя представлена серыми и зеленовато-серыми валунногалечными конгломератами с линзами гравелитов, песчаников и алевролитов. Верхняя согласно залегает на ней. Она сложена мелкозернистыми полимикто-выми песчаниками с прослоями алевролитов и каменных углей, а также мелкогалечных конгломератов, андезито-базальтов и кислых эффузивов. Для датирования познепермских отложений использованы многочисленные остатки ископаемой флоры [Шувалов, 1970].


Триасовые отложения в пределах Монгольского и Гобийского Алтая и их северного и северо-восточного обрамления не известны. В Тал-Нурской впадине, расположенной в Толбонурской зоне разломов центральной части Монгольского Алтая, обнаружены ранне-среднеюрские образования, залегающие на палеозойском основании. Эти отложения состоят из мощной конгло-мератовой пачки и переслаивающихся желтовато-серых песчаников и темносерых углистых сланцев, образующих основную часть разреза [Лувсанданзан, 1970]. Подобные осадки известны в Сосог-Гольской впадине [Геология..., 1973]. Основное поле развития мезозойских отложений Алтая в пределах Монголии вытянуто полосой вдоль его северо-восточных предгорий.


Мезозойские отложения северо-восточного подножия Монгольского Алтая


Мезозойские отложения северо-восточного подножия Монгольского Алтая широко распространены и представлены преимущественно юрской грубообломочной угленосной молассой [Содов, 1990]. Меловые отложения отмечены примерно в тех же границах, что и юрские, но имеют очень ограниченное распространение [Геология., 1973].


Нижне-среднеюрские отложения (J1-2) на границе с Горным Алтаем развиты в Каргинской впадине у южного подножия хр. Цаган-Шибэту [Геология., 1973]. В северо-западной части этой впадины, уже на российской территории, также развиты юрские отложения подобного состава [Башарина, Александров,


1969]. Далее на юг сходные по возрасту и составу отложения прослеживаются вдоль подножия Монгольского Алтая. В Дзэрэгской, Шаргын-Гобийской и Бэгэрской впадинах, в зоне сочленения Монгольского и Гобийского Алтая широко развиты ранне-среднеюрские образования. В прибортовых частях впадин их мощность составляет от 300-500 до 1500 м. В приосевых частях, по геофизическим данным, мощность этих отложений может превышать 2000 м [Геология., 1973].


Верхнеюрские отложения (J3) развиты в пределах северо-восточной системы предгорных впадин Монгольского Алтая примерно в тех же границах, что и нижне-среднеюрские, но отделены от них несогласием. Они не всегда связаны с современными впадинами. Так, в пределах хр. Цаган-Шибэту у перевала Улан-Даба они выполняют узкий грабен. Наиболее широко они распространены в Дзэрэгской, Шаграин-Гобийской и Бэгэрской впадинах. Здесь отложения верхней юры несогласно перекрывают нижне-среднеюрские. По мере удаления от Монгольского Алтая в центральную часть Котловины Больших Озер верхнеюрские отложения характеризуются менее грубым составом и уменьшением мощности. В ряде мест верхнеюрские осадки согласно перекрываются нижнемеловыми отложениями [Геология., 1973].


Наиболее полный и фаунистически охарактеризованный разрез, охватывающий границу юрской и меловой систем, описан в пределах западного окончания Долины Озер. Развитые здесь верхнеюрские отложения залегают с угловым и азимутальным несогласием непосредственно на образованиях палеозоя и также несогласно перекрываются кайнозойскими отложениями, залегающими субгоризонтально со слабым уклоном в сторону центральных частей впадин. Основные обнажения мезокайнозойских отложений связаны с полосой их дислокаций вдоль подножий горных сооружений. Образованные палеозойскими породами горные массивы испытывают перемещение в сторону впадин, выполненных мезокайнозойскими породами с образованием взбросов и реже надвигов, сопровождаемых интенсивными приразломными дислокациями.


Континентальные отложения мезозоя тянутся здесь почти непрерывной полосой вдоль северо-восточной границы Монгольского Алтая. Ее ширина местами превышает 15-20 км. Верхнеюрские и нижнемеловые отложения приурочены к периферическим частям современных горных поднятий и примыкающим к ним участкам впадин. Мезозойские отложения дислоцированы значительно слабее, чем подстилающие их палеозойские образования. Для них характерно моноклинальное залегание с углами наклона от 10-15 до 25-30°, возрастающими до 70-90° в приразломных зонах. В отдельных случаях мезозойские осадки слагают складки субширотного простирания с аналогичными углами падения крыльев.


В составе мезозойского разреза впадин, примыкающих к северо-восточному склону Монгольского Алтая, на основании детального изучения многочисленных ископаемых органических остатков выделено пять грубообломочных толщ [Шувалов, 1970].


Мезозойские отложения обрамления Гобийского Алтая


В пределах горных сооружений Гобийского Алтая и сопряженных с ними впадин мезозойские образования распространены очень широко, слагая преимущественно подножия хребтов и отдельных горных массивов. Они подверглись специальному исследованию при изучении геологических эффектов Гоби-Алтайского землетрясения 1957 г. [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963]. При этом возраст части выделенных свит был несколько завышен, и мы привели его в соответствие с более поздними данными [Геология., 1973].


В районе Гобийского Алтая и Заалтайской Гоби [Hendrix et al., 1991] мезозойские и перекрывающие их кайнозойские отложения занимают значительную часть территории. Выходы на поверхность складчатого палеозойского основания в осевых частях горных сооружений выглядят на геологической карте как узкие, изолированные, линейно-вытянутые в субширотном направлении острова. Приуроченность мезозойских отложений к краевым частям хребтов, обусловленная втягиванием их в поднятие по мере роста горных сооружений, и к межхребтовым понижениям может показаться признаком унаследованного развития кайнозойской тектонической структуры на месте мезозойской.


Но мезозойские образования находятся в настоящее время не только во впадинах, но и в самых разных геоморфологических позициях, включая вершины гор, и совершенно оторваны от бассейнов кайнозойской седиментации. На этом основании можно утверждать, что в ходе формирования в кайнозое горных сооружений Гобийского Алтая произошло практически полное обновление мезозойского структурного плана, и на месте обширного внутриконти-нентального мезозойского бассейна седиментации были сформированы молодые горные сооружения, в некоторой степени наследующие общее простирание дизъюнктивной структуры складчатого палеозойского основания.


На большей части обрамления Гобийского Алтая мезозойские отложения скрыты под покровом кайнозойских и обнажаются в пределах горных сооружений или в непосредственной близости от них. В литологическом отношении они представлены практически всеми разновидностями, характерными для обстановки континентального осадконакопления: от глыбовых брекчий и конгломератов до кремнистых и карбонатных пород. Мезозойские отложения территории разделяются на два возрастных комплекса. Первый - нижне-среднеюрский, соответствует свите целийн (J1-2), в состав второго - верхнеюр-ского-нижнемелового [Шувалов, 1970] - входят три свиты: тормхон (J3), тевш (J3-K1) и холботу (K1). Свиты сложены преимущественно грубообломочными терригенными породами. В средней части разреза существенную роль играют прослои базальтов. К северу от разлома Богдо, разделяющего Долину Озер и Гобийский Алтай, происходит выклинивание базальтовых прослоев, и их роль в строении разреза становится второстепенной.


Гобийский Алтай отличается от территории Большого Алтая наличием в его разрезе позднемезозойских и кайнозойских вулканических образований. По времени этапы вулканизма Гобийского Алтая были сближены с вулканическими эпохами Хангая. Ареалы вулканических пород последовательных этапов обычно территориально перекрыты и соизмеримы. С учетом сходства разновозрастных вулканических пород, представленных в основном субщелоч-ными и щелочными вулканитами основного состава, а также обычного присутствия в вулканитах мантийных ксенолитов сделан вывод о связи вулканической области с горячей точкой мантии. Общая тенденция ее развития во времени определялась сокращением активности от раннего мела к позднему мелу и палеогену и возрастанием активности в позднем кайнозое [Ярмолюк и др., 1994].


Распространение и фациальный состав мезозойских отложений наглядно показывают, что в триасе на территории Западной Монголии преобладала денудация. После длительного периода тектонического покоя, продолжавшегося весь триас, в юре тектонические процессы активизировались, сопровождаясь обновлением палеозойских разломов по северо-восточной границе Монгольского Алтая и по северной границе Гобийского Алтая. Произошел рост этих горных сооружений Монгольского Алтая и сформировалась протяженная система межгорных прогибов, отделяющих их от Хангая. Продукты сопутствовавшего росту горных хребтов эрозионного расчленения сформировали нижнеюрский горизонт аллювиально-пролювиальных грубообломочных и песчано-галечных отложений в межгорном прогибе.


В обрамлении Гобийского Алтая происходили лавовые излияния кислого и среднего состава (низы свиты целийн). В среднеюрское время во впадинах в условиях теплого гумидного климата накапливались озерно-аллювиальные песчано-глинистые угленосные толщи (верхи свиты целийн), свидетельствующие о значительном понижении раннеюрских горных хребтов в результате срезания их денудацией на фоне ослабления воздымания горных сооружений. В поздней юре в Монгольском Алтае и Хангае вновь проявились мощные тектонические движения, и в результате - новая фаза воздымания хребтов. Это привело к формированию в прогибе, в условиях теплого аридного климата, мощной толщи пролювиальных красноцветных грубообломочных осадков. Вероятно, потепление и увлажнение климата в конце юры привели к формированию отдельных озерных бассейнов с пестроцветными глинистыми осадками, содержащими обильные растительные остатки и пресноводную фауну (верхи свиты тормхон) [Геология., 1973].


В позднеюрско-раннемеловое время произошло резкое сокращение площади бассейнов осадконакопления между Алтаем и Хангаем. В районе западного окончания Долины Озер, на месте современных передовых хребтов Монгольского Алтая, существовали бассейны пресноводного осадконакопле-ния, песчано-глинистые отложения которых свидетельствуют о слабой расчлененности окружающего рельефа. Восточнее, в центральной части Гобийского Алтая, в это время вновь интенсивно проявился вулканизм. Многократные базальтовые излияния привели к формированию мощной вулканогенно-осадочной толщи (свита тевш).


В целом начало мела ознаменовалось постепенной нивелировкой рельефа территории с отложением в мелководных озерных бассейнах битуминозных глинистых осадков (нижняя часть свиты холботу). Лишь в конце раннего мела начался новый этап относительно слабых тектонических движений, приведший сначала к формированию грубообломочных отложений в немногочисленных озерных бассейнах (верхняя часть свиты холботу), а затем к полному их исчезновению. С этого момента и на протяжении позднего мела [Шувалов,


1970], а также раннего и среднего палеогена [Девяткин, 1970] длительно существовавшая область континентальной седиментации вдоль северо-восточной и северной границ Монгольского и Гобийского Алтая стала вместе с Алтаем и Хангаем областью сноса, откуда обломочный материал поступал в обширные впадины, располагавшиеся в гобийских районах Монголии и Китая. Вероятно, в этот период и была сформирована региональная поверхность выравнивания в пределах этой обширной территории.


3.4. Верхнепалеозойские и мезозойские отложения Горного Алтая


В настоящее время в пределах Горного Алтая очень мало местонахождений верхнекарбоновых, пермских и юрских отложений. Средне-, верхнекарбоновые и раннеюрские отложения известны в зоне Курайского разлома, пермские - в единственном месте к западу от Телецкого озера. Нерасчлененные юрские угленосные отложения, являющиеся прямыми аналогами юры впадин Западной Монголии, давно известны в Джулукульской и Сайгонышской впадинах, расположенных на северо-западном продолжении цепочки впадин северо-восточного обрамления Монгольского Алтая [Адаменко и др., 1969].


Отложения каменноугольной системы известны в Горном Алтае с 30-х годов. Первоначально они были отнесены к нерасчлененному пермо-карбону [Мухин, 1936], позднее на основании изучения ископаемой флоры к среднему-верхнему карбону [Мухин, 1938]. Длительное время на основании этих определений все угленосные палеозойские породы из тектонических клиньев в зоне Курайского разлома относились к среднему-позднему карбону и коррелировали с нижней частью балахонской свиты Кузбасса. В ходе исследований установлено, что угленосные осадки этой зоны имеют разный возраст (средний карбон, поздний карбон, ранняя юра). Среднекарбоновые отложения сопоставляются [Гутак, Батяева, 1996] с нижней частью балахонской свиты Кузбасса и отложениями Еринатской мульды, описанными А. Б. Дергуновым [1967]. Верхнекарбоновые отложения предложено, как и прежде, называть кы-зылташской свитой [Гутак, Батяева, 1991], а раннеюрские осадки выделить как аржанскую свиту [Гутак, Батяева, 1992].


Среднекарбоновые отложения (C2) выделены на территории Русского Алтая совсем недавно [Гутак, Батяева, 1996]. Они слагают узкую тектоническую пластину в междуречье Камтытугема и Узунтытугема на восточном окончании Курайского хребта. Отложения, практически безугольные, представлены тонким переслаиванием зеленовато-серых и темно-серых песчаников, алевролитов и гравелитов. В породах встречаются отпечатки листьев и древесные обломки растений. Отложения сильно раздроблены.


Верхнекарбоновые отложения кызылташской свиты (C3kzt) известны в пределах Русского Алтая только в виде тектонических клиньев в зонах крупных разломов. Самый крупный вытянулся вдоль южного подножия Курайско-го хребта, на его границе с Курайской впадиной. Все они сложены континентальными угленосными терригенными породами. В карбоновых отложениях наиболее изученного разреза в Курайской впадине выделяются две пачки: нижняя - песчано-глинистая угленосная и верхняя - песчано-конгломератовая [Мухин, 1938; Дергунов, 1967].


Для нижней пачки характерно частое ритмичное переслаивание серых и темно-серых песчаников, алевролитов, глинистых и углистых сланцев с отдельными прослоями каменных углей. В нижней ее части преобладают глинистые и углистые сланцы, выше заметную роль играют песчаники. Каменные угли встречаются в нижней и средней частях пачки. Верхняя пачка сложена переслаивающимися серыми мелкогалечными конгломератами, песчаниками и гравелитами. В составе гальки преобладают местные обломочные и эффузивные породы. Цементом служат крупнозернистые песчаники. Возраст отложений определен по отпечаткам флоры в углях и алевролитах нижней пачки как верхнекарбоновый [Гутак, Батяева, 1991]. Контакты с вмещающими породами везде тектонические, несогласный характер залегания карбона виден по разной степени дислоцированности и значительному стратиграфическому перерыву (нижний и средний карбон), отделяющему их от наиболее близких по возрасту верхнедевонских отложений.


Пермские отложения (P1pn) выделяются только в одной точке Русского Алтая. Они локализованы в небольшом грабене (Пыжинском), расположенном в верховьях р. Пыжа к западу от позднекайнозойского грабена Телецко-го озера. Обнаружены и описаны отложения в ходе среднемасштабной геологической съемки, позднее оконтурены скважинами [Дергунов, 1967; Адаменко и др., 1969]. Они выделены в пыжинскую свиту, представленную переслаивающимися песчаниками, гравелитами, аргиллитами, углистыми аргиллитами и прослоями каменного угля. Заключение о раннепермском возрасте отложений сделано на основании флористических сборов начала 60-х годов. Некоторые исследователи полагают, что флора пыжинской свиты имеет триасовый(?) возраст [Кац, 1985].


Раннеюрские отложения (аржанская свита) (J1ar) установлены в зоне Курайского разлома на границе Чуйской впадины и Курайского хребта (Ар-жанское каменноугольное месторождение) [Селин, 1982; Гутак, Батяева, 1992], на границе Сорлукульской впадины и Айгулакского хребта и в юго-восточной части Юстыдского прогиба (бассейн р. Текелю) [Гутак и др., 2001], все они ранее ошибочно относились к кызылташской свите карбона. В районе месторождения раннеюрские угленосные осадки слагают узкую тектоническую пластину в породах венда-нижнего палеозоя в зоне юрских сдвиговых дислокаций. В бассейне р. Текелю юрские осадки развиты более полно, имеют суммарную мощность около 750 м и несогласно залегают на породах сред-него-верхнего девона. Нижняя часть разреза мощностью около 400 м сложена конгломератами, верхняя - переслаиванием конгломератов, алевролитов, углистых сланцев с линзами углей. Все обломочные породы имеют бурую окраску. Отмечается почти полное отсутствие в разрезе песчаников. В алевролитах и углистых сланцах содержится большое количество растительных остатков, позволяющих отнести отложения к ранней юре.


Юрские отложения нерасчлененные (J1-3) выделяются на территории Русского Алтая в узких грабенах - Каргинском и Сайгонышском, в зоне Шап-шальского разлома. Большая часть Каргинского грабена находится в Монголии, и его юрские отложения рассматриваются совместно с юрой Западной Монголии. Юрская толща Сайгонышского грабена (бассейн Чульчи, правого притока Чулышмана) состоит из двух пачек. Нижняя представлена крупногалечными конгломератами, верхняя - переслаивающимися мелкогалечными конгломератами, песчаниками, алевролитами, углисто-глинистыми и глинистыми сланцами. Возраст отложений определен по отпечаткам флоры в сланцах [Дергунов, 1967].


В 1999 г. было опубликовано сообщение коллектива авторов об открытии на Горном Алтае глубоководных морских отложений верхнемелового возраста мощностью до 50 м. Данное открытие поставило под сомнение корректность всей сформированной ранее системы научных представлений о геологической истории Алтая на рубеже мезозоя и кайнозоя. В то же время локальность распространения обнаруженных морских верхнемеловых отложений на Алтае и практически вертикальное падение их слоев под подошвой субгоризонтально залегающей верхнепалеогеновой карачумской свиты вызвали сомнения в корректности приведенной в сообщении возрастной интерпретации изученных отложений и следующей из нее палеогеографической реконструкции [Vladimirov et al., 2001, с. 108; Новиков, 2002, с. 439].


Для разрешения вопроса о правомерности исправления и дополнения стратиграфической схемы новейших отложений Алтая, поднятого находкой морской верхнемеловой фауны в считавшихся ранее девонскими отложениях, нами сделан отбор образцов на микропалеонтологический анализ. При исследовании первой партии образцов в Геологическом институте РАН позднемеловых форм выявлено не было. Это послужило поводом вернуться к изучению разреза в августе 2003 г. во время полевой экскурсии, организованной Институтом геологии СО РАН и Геоморфологической комиссией РАН и проводившейся в рамках всероссийской конференции «Нерешенные и дискуссионные вопросы геоморфологии, палеогеографии и геологии мезокайнозоя гор юга Сибири» [Новиков и др., 2004].


Стратиграфическое расчленение отложений верхнего мезозоя и кайнозоя и реконструкция палеогеографических обстановок для территорий Горного и Монгольского Алтая с обрамляющими их впадинами были достаточно полно осуществлены к 1970-м годам прошедшего столетия благодаря работам О.М. Адаменко, Е.В. Девяткина, Н.А. Ефимцева, И.С. Чумакова, В.Ф. Шувалова и др. Анализ огромного количества исходного материала позволил создать детальную теоретическую модель морфолитогенеза этого региона, увязывающую все известные факты и позволяющую предсказывать возможность их появления в каждом отдельном случае.


Согласно этой модели, в позднем мелу и раннем палеогене на огромной территории Центральной Азии, включая Алтай, господствовали тектонический покой и медленная денудация, уничтожившие расчлененный рельеф юрско-раннемелового орогенеза и обусловившие широкое развитие региональной мел-палеогеновой коры выветривания. Отложения позднего мела формировались только во впадинах обрамления денудированных горных сооружений. Верхнемеловые осадки юга Бийско-Барнаульской впадины, Зайсанской, Джунгарской впадин и территории Котловины Больших Озер представляют собой пестроцветные терригенные континентальные толщи. Лишь на северо-западе Бий-ско-Барнаульской впадины под более чем 400-метровым слоем кайнозойских осадков залегают прибрежно-морские позднемеловые и раннепалеогеновые отложения последней крупной морской трансгрессии. В южном и юго-восточном направлениях они замещаются континентальными фациями, как это убедительно показал О.М. Адаменко на основе анализа материалов бурения многочисленных скважин [1974, 1976].


Придерживаясь этой модели, невозможно объяснить ни существование изолированного обнажения морских осадков на расстоянии более 600 км к югу от границы их замещения континентальными фациями, ни тем более суб-вертикальное залегание морских осадков, сформированных в период тектонического покоя, пенепленизации и корообразования, под субгоризонтально залегающими континентальными терригенными осадками, фиксирующими начало эпохи неотектонической активизации.


В августе 2003 г. участниками экскурсии детально изучен разрез терри-генных пород, из которых выделен комплекс микрофауны, указывающий, по мнению авторов сообщения [Зыкин и др., 1999], на позднемеловой возраст и морской генезис слагающих его отложений. Разрез расположен между двумя сухими в летнее время логами на водоразделе р. Кызылчин и руч. Корумке-шу. Замер элементов залегания исследуемой слоистой толщи показал, что они полностью совпадают с элементами залегания средне- и позднедевонских морских осадков, обнажающихся на бортах логов в их нижней части (азимут падения 120-125°, угол падения 75-80°). Тектонических нарушений сплошности пород разреза не зафиксировано. Седиментационные текстуры рассматриваемых отложений были также аналогичны таковым в девонских песчаниках и алевритах. Основными отличиями были окраска пород и степень их литифи-кации. В ходе послойного отбора образцов в верхней части лога, вскрывающего рассматриваемые отложения, обнаружен прослой мощностью около 1 м, представленный светлыми зеленовато-серыми алевритами, типичными для данного разреза и содержащими многочисленные остатки сетчатых мшанок, единичные хвостовые щиты трилобитов и фрагменты двустворчатых моллюсков. Из отобранной коллекции А.Г. Клец (ИГНГ СО РАН) определил следующий комплекс брахиопод: Schizophoria striatula (Schl.) (редко), Productella subaculeata (Much.) (редко), Athyris concentrica (Buch) (редко), Mucrospirifer vassinensis (Rzon) (много), Cyrtospirifer cf. achmeti Nal. (редко). Этот комплекс повсеместно в Саяно-Алтайской складчатой области характеризует пограничные отложения живетского и франского ярусов среднего и верхнего девона. Однако присутствие в комплексе последнего вида из списка, а также отсутствие среди спириферид характерных для живетских отложений Горного Алтая видов Spinocyrtia martianovi Stuck. и Euryspirifer cheehiel (Kon.) может свидетельствовать о том, что возраст вмещающих отложений является, скорее всего, раннефранским.


Сообщение об открытии морского верхнего мела на Горном Алтае основано на неверной интерпретации микропалеонтологических данных и игнорировании региональной геологической ситуации.


Как позднемеловые, так и позднедевонские палеонтологические комплексы, выделенные из пород рассматриваемого разреза, определены совершенно корректно и имеют к нему прямое отношение, сосуществуя параллельно. Здесь проявляется двойственность геологического строения кор выветривания, в котором сочетаются свойства и возраст протолита и новообразованных вещества и структуры.


Важным результатом проведенных исследований является первая для огромного региона позднемеловая палеонтологическая датировка начала периода корообразования. Это подтверждает определение периода корообразова-ния и, соответствненно, тектонического покоя, выполненного ранее по положению коры выветривания в разрезе и служащего точкой отсчета для периода кайнозойской активизации всей Центральной Азии.


Приведенные данные по возрасту коры выветривания исключают дальнейшие попытки ревизии стратиграфического положения карачумской свиты с перемещением ее в верхний мел, предпринимавшиеся ранее Б.М. Богачки-ным [1981], В.С. Ерофеевым [1970] и Л.И. Розенбергом [1977], и подтверждают стратиграфическую схему Е.В. Девяткина [1965, 1981].


Можно считать установленным возможность глубокого проникновения в кору выветривания при полном сохранении текстурных особенностей протолита достаточного для видовых определений количества микропалеонтоло-гического материала. Это дает возможность прямого палеонтологического датирования периодов корообразования. Вопрос о механизмах переноса микрофауны и проникновения ее в глубь слабо дезинтегрированного массива выветрелых пород следует считать открытым.


3.5. Позднепалеозойские и мезозойские метаморфические и интрузивные образования Алтая


Помимо формирования угленосных континентальных молассовых отложений в межгорных и предгорных впадинах орогенные события пермо-карбо-на и юры Алтая сопровождались интенсивным разломообразованием, интрузивными и метаморфическими проявлениями в пределах самой мобильной зоны. В последнее время распространены взгляды на широкое развитие в пределах Алтая позднепалеозойских коллизионных структур сдвигового характера - «алтаид», которые противопоставляются классическим складчатым герцинидам Европы [Qu Guosheng, He Guoqi, 1992; Sengur et al., 1993, 1994; Шенгер и др., 1994; Allen et al., 1995].


Значительную часть метаморфических зон Алтая также связывают с позднепалеозойскими и раннемезозойскими сдвиговыми перемещениями блоков [Чиков и др., 1991; Чиков, 1992; Чиков, Зиновьев, 1996]. На территории Русского Алтая традиционно выделяются пояса даек и малых интрузивных тел лампрофиров и щелочных базальтов мезозойского возраста [Ермолов и др., 1983]. Ранне-среднеюрские пояса даек щелочных базальтов описаны вдоль Чарышско-Теректинского, Курайского и Актуринского разломов [Оболенская, 1971, 1983]. При незначительном распространении мезозойских отложений в пределах горных сооружений и невозможности применить традиционные гео-лого-структурные методы определения возраста интрузивов для датирования додайкового комплекса гранитоидов использовался не всегда точный K-Ar метод, и гранитоиды либо сопоставлялись с калбинским комплексом пермского возраста, либо вообще считались девонскими [Амшинский, 1973; Изох и др., 1987; и др.].


Результаты U-Pb и Rb-Sr методов датирования коренным образом изменили представления о природе и возрасте гранитоидного магматизма региона. Часть массивов действительно оказалась позднедевонско-раннекаменно-угольными, однако большинство имеют позднепермско-раннетриасовый и юрский возраст при значительном петрохимическом сходстве всех трех возрастных групп [Козлов и др., 1991; Ильин и др., 1994; Маслов и др., 1994; Владимиров и др., 1996, 1997] (рис. 13). Получены также данные о пермско-



Рис. 13. Схема расположения позднепалеозойских-раннемезозойских магматических образований в структурах Алтая (по [Владимиров и др., 1996, 1997]).


1-7 — допермские геологические образования: 1 — нерасчлененные додевонские, 2 — осадочные, 3, 4 — девонские (3 — вулканические, 4 — плутонические), 5 — осадочные, 6, 7 — каменноугольные (6 — вулканические, 7 — плутонические); 8 — пермско-триасовые гранитоиды Калба-Нарымского плутона (Восточный Казахстан); 9-11 — позднепермско-раннетриасовые и юрские гранитоиды Алтая (9 — массивы с установленным радиологическим возрастом Р21, 10 — массивы с установленным радиологическим возрастом J1-2, 11— массивы предположительно раннемезозойского возраста); 12-17 — некоторые индикаторные дайковые пояса и массивы позднего палеозоя-раннего мезозоя (12 — Алахинский массив сподуменовых гранитов, 13 — Калгутинский онгонитовый пояс, 14 — мелкие интрузивы щелочных гранитов, 15 — монцодиорит-граносиенитовые массивы, 16 — карбонатит-сиенит-пироксенит-габбровый комплекс «Эдельвейс», 17 — дайковые пояса щелочных базальтов и слюдяных лампрофиров чуйского комплекса); 18 — границы кайнозойских впадин; 19 — рифтогенно-сдвиговые структуры, контролирующие размещение позднепалеозойских-раннемезозойских магматических образований.


триасовом возрасте части гранитоидов Монгольского Алтая [Magmatic..., 1992; Козаков и др., 1997]. В пределах Гобийского Алтая из постпозднепалеозойс-ких магматических образований развиты только верхнеюрские и мел-палеоге-новые базальты [Глуховская, 1990]. Интрузии, сформировавшиеся на рубеже перми и триаса, и в юре образуют пояса, дискордантно накладывающиеся на окраинно-континентальные дуги среднего палеозоя, представленные вулканоплутоническими поясами известково-щелочной серии [Шокальский и др., 1996].


Таким образом, орогенные события Алтая в пермо-триасе и юре находят свое отражение не только в обрамляющих осадочных бассейнах, но и в строении территории, занятой в то время горными сооружениями. Можно уверенно утверждать, что орогенные события того времени сопровождались интенсивными магматическими проявлениями и не были просто результатом дробления земной коры в пределах мобильной зоны.


3.6. Позднепалеозойско-мезозойские эпохи орогенеза Алтая и закономерности пространственного расположения горных сооружений


Геологические свидетельства неоднократных орогенных событий позднего палеозоя, мезозоя и кайнозоя на территории северной части Алтая известны с конца 60-х годов. По фрагментарно сохранившимся континентальным молассам межгорных и предгорных впадин выделены три основные эпохи орогенеза в пределах рассматриваемой территории: пермо-триас, юра и поздний палеоген-квартер [Адаменко и др., 1969]. В геологической истории прилегающей части Китая традиционно выделялись яньшаньская (мезозойская) и гималайская (кайнозойская) эпохи тектонической активизации [Основы., 1962].


Некоторые исследователи полагают, что деформации внутри Евроазиатского континента на протяжении позднего палеозоя, мезозоя и кайнозоя в значительной степени обусловлены коллизионными событиями на его южной границе. Коллизии происходили в пермско-триасовое, юрское и в позднепалеогеновое - современное время. Периоды деформаций, регистрируемые в осадочных бассейнах как по южной периферии Евразии, так и на значительном удалении, обусловлены коллизионными событиями, которые вызывали не только интенсивные деформации вдоль южной границы континента, но и относительные перемещения континентальных блоков внутри аккреционного коллажа Евразии по шовным зонам и старым неоднократностям самих блоков. При этом формировалось большое количество межгорных впадин со сдвиговым и взбросовым (рамповым) механизмом [Otto, 1997].


В раннем карбоне на запад от Алтая происходил завершающий этап развития герцинского океанического бассейна. В тылу островных дуг формировались отложения двух типов. В Туве и Саянах уже господствовал континентальный режим, и во впадинах формировались слабо угленосные континентальные молассы с туффитами. В пределах Алтая формировались мелководные морские карбонатно-терригенные толщи с отдельными прослоями вулканогенного материала. Ранее они, вероятно, имели региональное распространение, в настоящее время сохранились в единичных тектонических линзах в зонах Чарышско-Теректинского и Курайского разломов и в небольшой мульде на севере Ануйско-Чуйской зоны [Богуш и др., 1978].


В среднем карбоне-ранней перми произошло окончательное закрытие океанического бассейна и установился континентальный режим. Продолжающиеся после столкновения движения Сибирского, Таримского и Северо-Китай-ского континентов сопровождались значительными относительными горизонтальными перемещениями вдоль шовных зон и формированием горного рельефа [Шенгер и др., 1994; Добрецов и др., 1995]. Судя по палеомагнитным данным, Джунгария находится с поздней перми на широте, близкой современной [Sharps et al., 1992].


Границы распространения позднепалеозойских горных сооружений существенно отличались от границ территории, вовлеченной в кайнозойский орогенез (рис. 14). Северная граница была, вероятно, продвинута к северу (до



Рис. 14. Схема расположения предгорных и межгорных впадин и горных сооружений Алтая в позднепалеозойскую эпоху орогенеза (по [Василенко, 1961; Геологическая карта., 1979; Карта., 1989; Magmatic., 1992; и др.]).


1, 2 — области верхнепалеозойской (пермской) аккумуляции (1) и денудации (2); 3, 4 — участки кайнозойской денудации (3), совпадающие с областями позднепалеозойской денудации (4).


I — Кузнецкий бассейн (в пределах схемы), II — Зайсанско-Чарский прогиб, III — Джунгарский прогиб, IV — впадина Котловины Больших Озер, V — впадина Долины Озер, VI — впадина Хангая.


Горловского прогиба), поскольку в Бийско-Барнаульской впадине в основании разреза плитного комплекса залегают только юрские отложения. Возможно, позднепалеозойские горы протягивались дальше на север, и Горловский прогиб может быть смещенной по сдвигу частью Кузнецкого. В Кузнецком прогибе, который играл тогда роль предгорной впадины, в карбоне-перми накопилась угленосная моласса мощностью до 10 км [Яворский, 1970].


В Джунгарском прогибе в это время накопилась практически безугольная континентальная моласса мощностью более 5 км [Hendrix et al., 1996]. Пермские осадки мощностью менее километра отмечаются и в основании разреза некоторых впадин Западной Монголии [Шувалов, 1970], и в единичных грабенах вдоль Курайско-Телецкой зоны разломов. Судя по мощности и площади распространения осадков, в пермское время на месте современной Котловины Больших Озер существовала система небольших межгорных впадин. В триасе на территории Алтая на фоне непрекращающихся тектонических движений происходило разрушение горных сооружений. Осадки этого времени развиты в основном в Джунгарско-Зайсанской зоне. В Зайсанской впадине в это время формировались маломощные песчаные угленосные осадки [Василенко, 1961], а в Джунгарской - маломощные красноцветные песчано-глинистые осадки [Саидов, 1956]. На значительной части территории рельеф был выровнен до слабоувалистого и сформирована кора выветривания, сохранившаяся в ряде мест в основании разреза юрских осадков [Боголепов, 1967; Адаменко, 1974].


В конце триаса-начале юры формирование горного рельефа также связано со сближением и поворотом микроплит [Буслов, Казанский, 1996]. В это время сформировались системы предгорных впадин вокруг Алтая, по пространственному расположению во многом напоминающие современные предгорные прогибы (рис. 15). Юрские молассовые отложения слагают среднюю часть разреза Джунгарской и Зайсанской впадин, залегают в основании разреза системы впадин между Хангаем и Монгольским Алтаем. Они отмечены в отдельных межгорных впадинах Монгольского и Горного Алтая, вдоль его границы с Саянской горной системой. Юрские угленосные осадки известны также в основании разреза Кулундинской впадины.


Судя по распределению юрских осадков, Алтай (так же, как и Тянь-Шань) имел в это время асимметричный поперечный профиль с крутым северо-восточным и пологим юго-западным макросклонами. Высота горных сооружений, вероятно, достигала нескольких тысяч метров в южной части и 1500 м в северной, что приблизительно соответствует современным отметкам [Адаменко и др., 1969; Нагибина, 1981]. В мезозойской истории Алтая выделяются две стадии: раннесреднеюрская и позднеюрская-раннемеловая [Николаева, Шувалов, 1995]. Для второй стадии характерны расширение предгорных прогибов и более грубообломочные осадки, размеры обломков и мощность которых убывают по мере удаления от горных сооружений. На продолжении системы прогибов Западной Монголии вдоль Шапшальского разлома расположены Кар-гинский и Сайгонышский грабены, выполненные юрской континентальной молассой [Башарина, 1975].



Рис. 15. Схема расположения предгорных и межгорных впадин Алтая в юрско-раннемеловую эпоху орогенеза (по [Адаменко, 1974; Карта., 1979; Magmatic..., 1992; и др.]).


1, 2 — области юрской и раннемеловой аккумуляции (1) и современных горных сооружений (2).


I — Южно-Кузнецкая мульда, II — мульды основания Бийско-Барнаульской впадины, III — Сай-гонышский грабен, IV — Аржанский грабен, V — Южно-Зайсанские впадины, VI — впадины Котловины Больших Озер, VII — Джунгарская впадина, VIII — Каргинский грабен, IX — Убсу-Нурская впадина, X — Кендерлыкская мульда, XI — впадины Заалтайской Гоби, XII — Тал-Нур-ский грабен.


Позднепалеозойский и мезозойский орогенез на территории Алтая, как показано выше, сопровождался разнообразными магматическими эффектами, что фиксируется по системам даек и малых интрузивных тел. В конце раннего мела тектонические движения завершились и не возобновлялись до позднего палеогена. В это время постепенно разрушался горный рельеф и отлагались континентальные тонкообломочные толщи во впадинах северо-восточного и юго-западного обрамления. Вдоль северной границы в позднем мелу-раннем палеогене отлагались морские осадки, замещающиеся по направлению к Алтаю континентальными фациями.


Горный рельеф на территории Русского и Монгольского Алтая в позднепалеозойское и мезозойское время был сформирован в результате сближения со сдвигом Джунгарской и Монгольской микроплит с Западно-Сибирской плитой [Коржуев, 1990]. Эти три плиты относятся к трем разным геодинамичес-



Рис. 16. Сопоставление стратиграфических схем позднепалеозойских и доверхнемеловых мезозойских отложений впадин Алтая и его обрамления.


ким провинциям (Центрально-Азиатской, Монголо-Охотской и Западно-Сибирской) [Зоненшайн, Савостин, 1979; Зоненшайн и др., 1990]. На территории Гобийского Алтая в эти эпохи крупные горные сооружения не возникали.


Таким образом, после смыкания палеозойских океанических бассейнов в результате коллизии на границе плит на месте современного Алтая в перми возникли горные сооружения, окруженные областями компенсационного прогибания, частично занятыми мелководными морскими эпиплатформенными бассейнами, которые в конце перми заместились континентальными пресноводными. В юре ситуация повторилась, но бассейны седиментации вокруг горных сооружений были уже полностью внутриконтинентальными пресноводными (рис. 16). Основные седиментационные события во впадинах обрамления Алтая происходили в конце палеозоя и в мезозое относительно синхронно. В известной мере это представление связано с влиянием на исследователей стратиграфических схем хорошо изученных районов. Очевидно, что на такой большой территории одновременный орогенез невозможен и должны существовать геологические свидетельства последовательного вовлечения отдельных ее участков в горообразование. Однако недостаточная разработанность стратиграфии региона пока не позволяет проследить, как это происходило.


Формирование молассовых отложений в перми, юре и кайнозое в одних и тех же впадинах, расположенных по обрамлению мобильной зоны, позволяет говорить о существенной степени унаследованности в позиции горных сооружений Алтая с позднепалеозойского времени. В механизме позднепалеозойской и юрской эпох орогенеза наблюдается характерная особенность: в ходе внутриконтинентального орогенеза наряду с транспрессионной сдвиговой тектоникой большую роль играли процессы внедрения магм гранитоид-ного состава.

Глава 4


ОСАДОЧНАЯ ЛЕТОПИСЬ ПОСЛЕДНЕГО ОРОГЕНЕЗА


Исследовать морфотектоническую эволюцию любого горного региона можно по двум направлениям. Во-первых, изучать морфологию существующего рельефа, накапливая детальную информацию о морфотектонических процессах. При этом использовать геоморфологические методы, с их помощью выявлять линии молодых разломов, отличая их от древних разрывных нарушений, определять амплитуды новейших перемещений и характер пликативных деформаций. Кроме того, анализ геоморфологической структуры дает возможность построения независимой событийно-хронологической шкалы новейшего горообразования (эти данные приведены в гл. 7).


Во-вторых, исследовать отложения, формировавшиеся в ходе морфотектонического процесса, что позволяет достаточно системно, хотя и в самых общих чертах, восстановить историю развития горного рельефа. Это делается на базе палеогеографической интерпретации разрезов отложений, сформировавшихся во впадинах, расположенных в непосредственной близости от горных сооружений при сносе в них продуктов разрушения при неизбежном эрозионном расчленении растущих возвышенностей.


Очевидно, что только сочетание этих направлений исследований наряду с материалами геофизических и сейсмологических работ, а также непосредственных инструментальных наблюдений дает возможность достаточно полно восстановить историю формирования и современную тектоническую структуру молодых горных сооружений. Научные разработки автора укладываются в русло геоморфологического направления морфотектонических исследований, поэтому все рассматриваемые материалы геологического и геофизического содержания взяты из опубликованных источников.


Итак, отложения, образованные в ходе кайнозойского орогенеза Алтая, сосредоточены во впадинах, располагающихся как внутри горной системы, так и вокруг нее. Наиболее крупный орографический объект — Западно-Сибирский бассейн, ограничивает горы Алтая с севера. В рельефе он выражен одноименной равниной. Непосредственно примыкающая к Алтаю часть бассейна носит название Бийско-Барнаульской впадины и выражена в рельефе Пред-алтайской равниной и Приобским плато. С юго-запада горные сооружения Алтая граничат с Джунгарской и Зайсанской впадинами. Джунгарская впадина содержит мощный разрез мезокайнозойских отложений и по некоторым па-


Рис. 17. Схема расположения кайнозойских осадочных бассейнов обрамления Алтая.



1-3 — впадины: 1 — домелового заложения с олигоцен-четвертичной молассой; 2 — олигоце-нового заложения; 3 — позднеплиоценового заложения. 4-6 — границы: 4 — наблюдаемые современных впадин; 5 — предполагаемые олигоценового предгорного прогиба; 6 — предполагаемая граница позднемеловой морской трансгрессии (по [Адаменко, 1974]).


Осадочная летопись последнего орогенеза


раметрам ведет себя в ходе кайнозойского орогенеза Алтая так же, как и Бий-ско-Барнаульская впадина. Это относительно стабильная пограничная область, имеющая жесткое палеозойское основание. И та, и другая мало подвергались кайнозойским деформациям и на протяжении мезокайнозоя были областями погружения и осадконакопления. Они выражены в рельефе в виде обширных аккумулятивных равнин, испытавших денудацию на последнем этапе развития.


Однако на этом сходство заканчивается. В ходе кайнозойской активизации в воздымание вовлечена периферическая полоса Джунгарской впадины, и, напротив, северная периферия Алтая поэтапно погружалась, становясь частью Бийско-Барнаульской впадины. С северо-востока Алтай ограничивает сложно построенная система менее значительных впадин Предалтайского прогиба, Котловины Больших Озер и Долины Озер, разделяющая Монгольский Алтай, Гобийский Алтай и Хангайское поднятие. В юго-восточной части Горного Алтая и северо-западной части Монгольского Алтая достаточно много новейших межгорных прогибов, из них наиболее крупная и хорошо изученная — Чуйская впадина (рис. 17).


4.1. Геологическое строение Бийско-Барнаульской впадины


В тектоническом отношении Бийско-Барнаульская впадина относится к Западно-Сибирской платформе. Платформенный чехол рассматриваемой впадины имеет сложное строение и характеризуется большим разнообразием фаций. В его пределах присутствует практически весь генетический спектр осадочных пород, включая типично морские, прибрежно-морские, аллювиальноозерные и пролювиально-делювиальные образования. Возрастной диапазон отложений охватывает период с ранней юры до голоцена.


Следует отметить, что существует неопределенность в названии впадины. Часто исследователи называют прогиб перед северным фасом Алтая Ку-лундинской или Предалтайской впадиной [Адаменко, 1974, 1976; и др.], другие считают его частью более крупной Кулундинской впадины (включая туда и Омскую) [Зятькова, 1977], иногда выделяют ее в качестве самостоятельной впадины и называют вслед за Б.Ф. Сперанским [1937] Бийско-Барнаульской.


Здесь налицо очевидная путаница в объектах и названиях. Кулундинская и Предалтайская - это две разные впадины. Кулундинская - это крупная впадина, являющаяся частью Омской впадины, поскольку между ними отсутствует сколько-нибудь обоснованная структурная граница. Она заходит на территорию Алтайского края лишь своим юго-восточным углом. Бийско-Барнаульская (она же Предалтайская) впадина представляет собой своеобразный предгорный прогиб, формирование и заполнение которого на последних этапах тесно связано с кайнозойским орогенезом Алтая. С севера, востока и юга впадина ограничена возвышенностями и горами Буготака, Салаира и Алтая. С запада она не совсем замкнута и ее граница проводится по выраженному в рельефе палеозойского фундамента уступу, соединяющему валообразные поднятия в рельефе фундамента, соответствующие активизированным на неотектоническом этапе продолжениям Томь-Колыванской складчатой зоны северо-восточного простирания и основных структур Алтая, имеющим северо-западное простирание.


Бийско-Барнаульская впадина расположена на южной границе ЗападноСибирской плиты. В южной части впадины, на ее границе с Горным Алтаем развита наклонная аккумулятивная Предалтайская равнина. Севернее в левобережье Оби она переходит в слабо возвышенное расчлененное денудационно-аккумулятивное Приобское плато, а в правобережье — в Присалаирскую равнину или Бийско-Чумышскую «возвышенность», часто тоже относимые к Приобскому плато. Далее на запад Приобское плато переходит в Кулундин-скую низменность, представляющую собой аккумулятивную равнину. Разделяющий Приобское плато и Кулундинскую низменность уступ пространственно совпадает с уступом палеозойского фундамента, разделяющим Предалтайскую и Кулундинскую впадины.


Поскольку на поверхности Бийско-Барнаульской впадины естественными обнажениями вскрыты только верхненеогеновые и четвертичные породы, ее геологическое строение было изучено достаточно поздно. Обзорные работы конца XIX и начала XX в. почти не содержали материалов о ее геологическом строении. Лишь в 50—60-е гг. после проведения масштабных геофизических и буровых работ были выявлены юрские впадины в палеозойском основании впадин, меловые отложения в основании разреза сплошного чехла впадины, основные закономерности ее тектоники и стратиграфии. Итоговая сводка данных этого периода и их интерпретация опубликованы в известной монографии О.М. Адаменко [1974]. Исследования 70-80-х гг. XX в. подтвердили верность практически всех его основных выводов и позволили существенно уточнить мощности, особенности залегания и распределение различных фаций [Геологическая..., 1988]


Палеогеновые отложения развиты в Кулундинской впадине в виде мощного (от 100 до 300-400 м) и сплошного чехла. Они залегают со стратиграфическим несогласием и размывом на верхнемеловых осадках. В пределах Цент-рально-Кулундинской зоны палеоценовые отложения, скорее всего, распространены слабо [Адаменко, 1974], сплошное распространение имеют здесь морские эоцен-нижнеолигоценовые осадки и континентальные олигоценовые отложения. На Барнаульской и Бийской структурных террасах все три отдела палеогена представлены континентальными осадками, а в пределах Рубцовской структурной террасы развиты только континентальные олигоценовые отложения (рис. 18, 19). При этом собственно к Бийско-Барнаульской впадине относятся последние три структурные террасы.


Люлинворская свита (pil). Отложения люлинворской свиты с размывом залегают на верхнемеловых породах ганькинской свиты. В основании разреза располагается базальный горизонт кварцево-глауконитового песчаника, мелко- и разнозернистого плохо окатанного, мощностью до 10 м. Нижняя часть разреза сложена светлыми голубовато-серыми опоковидными глинами, опоками с мелкими гнездовидными включениями, прослоями песчано-алевритового материала и глауконитового песка. В кернах скважин встречены чешуйки рыб и богатая фауна радиолярий и фораминифер. Верхняя часть разреза представлена светло-серыми слабоопоковидными и алевритистыми глинами с гнездовидными включениями песчано-алевритового материала, ходами червей, фауной губок и радиолярий. Мощность свиты от 10-30 до 50-70 м.



Рис. 18. Схема распространения основных юрских, меловых, палеогеновых и неогеновых свит Бийско-Барнаульской впадины (по [Адаменко, 1974]).



Рис. 19. Схема принципиального взаимоотношения мезокайнозойских отложений Бийско-Барнаульской и юго-восточной части Кулундинской впадин (по [Адаменко, 1969]).


1    — песчано-гравийные отложения речных русел, реже озер;


2    — супесчано-суглинистые, алевритовые и глинистые отложения речных пойм, озерных и озерно-аллювиальных равнин, реже делювиально-пролювиальных конусов выноса (в предгорьях);


3    — глинистые отложения морского мелководья и прибрежных равнин; 4 — палеозойский складчатый фундамент; 5 — разрывные нарушения, установленные по геофизическим данным.


Чеганская свита (Jp_3eg). Отложения чеганской свиты согласно перекрывают осадки люлинворской свиты. Они представлены зелеными и зеленовато-серыми алевритистыми и алевритовыми плитчатыми жирными глинами с очень тонкими прослойками, присыпками и гнездами светло-серого тонко- и мелкозернистого песка и алеврита, прослоями и желваками глинистых сидеритов, включениями пирита, растительных остатков и костей рыб. В южной части Центрально-Кулундинской зоны, в верхней части разреза, часто встречаются континентальные фации — серые глины, пески, прослои бурых углей. Мощность свиты от 10-15 до 100-120 м. Осадки ее формировались в условиях морского мелководья. В них обнаружены фораминиферы, радиолярии, ост-ракоды, семена и спорово-пыльцевые комплексы.


Островновская свита (P1-3os). К востоку и югу от Центрально-Кулун-динской структурной террасы глинистые морские отложения люлинворской и чеганской свит замещаются континентальными озерно-аллювиальными и де-лювиально-пролювиальными осадками островновской свиты, распространенной на Барнаульской структурной террасе. Мощность свиты от 30-40 до 60-100 м [Зальцман, 1968]. В пределах Бийской структурной террасы отложения свиты выполняют изолированные впадины и палеодолины. Отложения представлены серыми, светло-серыми, белыми, темно-синими, иногда пятнистыми красновато-зеленовато-серыми каолиновыми глинами и алевритами с прослоями от 2 до 15 м кварцевых песков, гравийников и галечников. Встречаются отдельные пласты (0,2-7,0 м) лингитов и бурых углей, включения кремнисто-сиде-ритовых конкреций и бокситов. Местами отмечаются отпечатки листьев, растительные остатки и обломки древесины. Выделены спорово-пыльцевые комплексы растений умеренного влажного климата.


Континентальные озерно-аллювиальные, аллювиальные и озерно-болотные осадки олигоцена объединяются в некрасовскую серию, имеющую в пределах Кулундинской впадины площадное распространение. Серия подразделяется на ряд свит: атлымскую (нижний олигоцен), новомихайловскую (средний олигоцен) и знаменскую (верхний олигоцен). Последней в предгорьях Алтая соответствуют крутихинская (чаграйская) свита, а в центральной части Ку-лундинской низменности — абросимовская и журавская свиты.


Атлымская свита (Jr* at). Отложения свиты образуют основание разреза олигоцена и развиты в Кулундинской впадине повсеместно, за исключением Рубцовской структурной террасы. Свита сложена белыми и светло-серыми мелко-, средне- и грубозернистыми среднеокатанными кварцевыми песками, содержащими линзы гравия и галечников кварц-кварцитового состава. Иногда встречаются маломощные (0,1—1,0 м) прослои серых каолиновых глин с растительными остатками и обломками древесины. Мощность свиты от 2-4 до 40-60 м. Отложения свиты с размывом залегают на породах чеганской и ост-ровновской свит, реже на коре выветривания, развитой на палеозойском основании, и имеют повсеместно аллювиальный генезис. Количество грубообломочного материала возрастает по мере приближения к горным сооружениям Алтая. Из отложений выделены спорово-пыльцевые комплексы умеренно теплолюбивой флоры.


Новомихайловская свита (p 3nm). Аллювиальные пески атлымской свиты постепенно сменяются вверх по разрезу озерными и озерно-болотными отложениями новомихайловской свиты, имеющими площадное распространение на территории Кулундинской впадины, за исключением Рубцовской структурной террасы, где они выполняют отдельные понижения палеозойского основания. Отложения новомихайловской свиты представлены преимущественно сероцветными (иногда с сиренево-малиновым оттенком) алевритами и глинами с растительными остатками, включениями янтаря, конкреций пирита и обломков древесины. Встречаются также линзы и прослои кварцевых мелкозернистых песков мощностью от одного до 5-10 м, лигнитов и бурых углей мощностью от нескольких сантиметров до 7-8 м.


Общая мощность свиты от 2-5 до 60-70 м. Породы имеют озерно-болотный фациальный облик и лишь вблизи границы с горами Алтая в них наблюдается появление аллювиальных фаций. В осадках новомихайловской свиты обнаружены отпечатки листьев и многочисленные спорово-пыльцевые спектры растительности несколько более умеренного, но так же достаточно теплого и влажного, как и во время формирования атлымской свиты, климата.


Отложения верхнего олигоцена имеют в пределах Бийско-Барнаульской впадины разнообразный литологический состав и подразделяются на пять свит. В пределах Центрально-Кулундинской структурной террасы они представлены журавской и абросимовской свитами, на Барнаульской и Бийской структурных террасах — знаменской, а в предгорьях Алтая относятся к кру-тихинской (чаграйской) свите.


Журавская свита (Pgr). Сероцветные угленосные отложения новомихайловской свиты сменяются вверх по разрезу зеленовато-серыми кварц-пале-вошпатовыми мелкозернистыми песками с прослоями зеленовато-серых алевритов и глин. Мощность свиты 10-40 м. Ее отложения залегают на нижележащих породах со слабым размывом.


Абросимовская свита (P3ab). На осадках журавской свиты согласно залегает сероцветная толща алевритовых и алевритистых глин, алевритов и песков с редкими пластами и линзами бурых углей и лингитов мощностью до 0,5 м, относящаяся к абросимовской свите. Мощность свиты от 5-6 до 25 м. В осадках свиты обнаружены отпечатки листьев, споры и пыльца.


Знаменская свита (p3 zn). Она является стратиграфическим аналогом нерасчлененных журавской и абросимовской свит. Ее отложения расположены ближе к границе с горами Алтая и представлены зеленовато-серыми глинами и алевритами, чередующимися с пластами мелко- и среднезернистых кварц-полевошпатовых песков с примесью гравия и гальки озерно-аллювиального и аллювиального генезиса. Мощность свиты от 2-3 до 40-60 м.


Крутихинская свита (p3  kr). В непосредственной близости с Алтаем отложения знаменской свиты замещаются осадками, выделяемыми как крути-хинская свита [Адаменко, 1974]. Они представлены аллювиальными, озерноаллювиальными и делювиально-пролювиальными пестроцветными (красно-сиреневыми, малиново-желтыми, зелено-черными) и белыми каолиновыми глинами и кварц-каолиновыми песками с прослоями и линзами гравия и гальки кварц-кварцитового состава. Мощность свиты от 2-5 до 50-70 м. В зоне предгорий преобладают делювиально-пролювиальные отложения с признаками химического выветривания. По мере удаления от предгорий мощность разреза увеличивается и в его составе начинают преобладать аллювиальные фации. Из отложений выделены спорово-пыльцевые комплексы, в которых наряду со спорами умеренно влаголюбивой лесной растительности появляются степные виды.


Отложения неогена широко распространены в пределах Бийско-Барна-ульской впадины. Все они, за исключением самых верхов неогена, относятся к субаридной пестро- и зеленоцветной песчано-глинистой карбонатной гипсоносной формации и объединяются в бурлинскую серию. Нижняя часть бур-линской серии выделяется в качестве таволжанской и замещающей ее в предгорьях рубцовской свит. Верхняя часть бурлинской серии представлена павлодарской свитой. Отложения верхней части неогеновой системы (сред-ний-верхний плиоцен) существенно отличаются, относятся к переходной семиаридной серо- и красноцветной и выделяются в кочковскую свиту.


Таволжанская свита (N1tv). Она представлена зеленовато-серыми, темно-зелеными, реже серыми, буровато-коричневыми и пятнистыми буровато-зелеными монтмориллонитовыми глинами с пятнами ожелезнения, известковомергелистыми конкрециями, прослоями мергелей, мелко- и среднезернистых песков и гравия. Генезис отложений аллювиально-озерный, реже озерно-аллювиальный и озерно-болотный. Мощность прослоев песков от 1-5 до 10 м. Общая мощность свиты от 10-20 до 60-80 м. Осадки таволжанской свиты согласно или с небольшим размывом залегают на отложениях абросимовской и знаменской свит. В верхней части они согласно перекрываются породами павлодарской свиты. Из отложений выделены спорово-пыльцевые комплексы лесостепной растительности.


Рубцовская свита (N1rb). Отложения этой свиты распространены во впадинах Рубцовской структурной террасы, а также в низкогорье Алтая [Мартынов, Никитин, 1968]. Для нее характерны зеленые, голубовато-зеленые, красно-бурые, зелено-красные пятнистые монтмориллонитовые некарбонатные глины с друзами гипса, оолитами и дендритами гидроокислов железа и марганца, с линзами и прослоями кварц-полевошпатовых песков и гравия. Отложения имеют озерный и делювиально-пролювиальный генезис. Мощность отложений колеблется от 10-20 до 50-80 м.


Павлодарская свита (N1-2pv). Отложения свиты представлены делюви ально-пролювиальными, озерными, реже озерно-аллювиальными и аллювиальными красно-бурыми глинами с друзами гипса, оолитами гидроокислов железа и марганца, линзами глинистых песков, гравия и щебня. Они развиты практически повсеместно и плащеобразно покрывают поверхность древнего рельефа. Мощность свиты увеличивается от 5-10 м на древних междуречьях до 40-70 м в палеодолинах. В предгорьях Алтая преобладают делювиально-пролювиальные фации. По мере удаления от гор все большую роль играют озерные и аллювиальные фации. В отложениях содержится богатая фауна крупных и мелких млекопитающих, ископаемые семена и спорово-пыльцевые комплексы преимущественно степной растительности.


Кочковская свита (N2kc). Отложения этой свиты по многим параметрам сходны с вышележащими четвертичными отложениями. К верхнему плиоцену они отнесены на основании изучения фауны мелких млекопитающих [Адаменко, Зажигин, 1965]. Есть указания на то, что они, возможно, захватывают и верхи среднего плиоцена [Вангенгейм, Зажигин, 1965; Мартынов, 1968]. Отложения кочковской свиты представлены делювиально-пролювиальными и озерно-аллювиальными карбонатными глинами и суглинками серого, зеленовато-серого, бурого и темно-бурого цвета с частыми линзами и прослоями глинистых окатышей, разнозернистых песков, гравия и галечников. На отложениях павлодарской свиты они залегают без видимого несогласия с постепенными переходами, реже с размывом. Мощность отложений колеблется от 10-20 до 40-80 м, местами достигает 100-120 м.


Осадки кочковской свиты распространены в пределах Предалтайской равнины практически повсеместно. Отсутствуют лишь в областях более позднего размыва. В предгорьях Алтая они выполняют древние долины, которые расширяются в северном направлении и образуют обширные бассейны озерноаллювиальной аккумуляции. В отложениях выше кочковской свиты перестает отмечаться взаимосвязь фациального состава отложений с древними структурными террасами фундамента впадины. Теперь фациальная изменчивость связана с новейшим структурным планом, во многом сходным с современным.


В пределах Кулундинской низменности отложения свиты имеют площадное распространение, отсутствуя лишь в местах размыва под молодыми долинами. Здесь они имеют преимущественно аллювиальный генезис и представлены песками с прослоями гальки и гравия. В прослоях иловатых суглинков и глин встречается фауна пресноводных моллюсков. Русловые отложения перекрыты делювиально-пролювиальными красно-бурыми глинами. В предгорьях Алтая и Салаира в составе свиты преобладают бурые, красновато-бурые и серые песчанистые глины, насыщенные щебнем. Отложения имеют преимущественно делювиально-пролювиальный генезис и включают лишь отдельные линзы озерно-аллювиальных и аллювиальных суглинков, супесей и песков. В отложениях выделено большое количество комплексов фауны крупных и мелких млекопитающих [Адаменко, 1974], свидетельствующих о сложности внутреннего строения свиты и неизохронности ее литологических границ.


Краснодубровская свита (Q1-2krd). Краснодубровская свита [Мартынов, 1957, 1961] представлена мощной толщей лессовидных супесей и суглинков, чередующихся с пачками песков и горизонтами погребенных почв. Мощность свиты достигает 150 м. В основании иногда отмечается слабый размыв, но чаще переход постепенный и граница проводится условно по мощному горизонту почв или появлению в разрезе лессовидных суглинков и супесей вместо тяжелых суглинков и глин кочковской свиты. В ряде мест свита разделяется на две подсвиты. В составе нижней подсвиты существенную роль играют аллювиальные и озерно-аллювиальные фации с подчиненным значением субаэраль-ных суглинков и супесей с прослоями погребенных почв. Отложения верхней подсвиты представлены субаэральными лессовидными суглинками и супесями, содержащими прослои погребенных почв, линзы и прослои эоловых и аллювиальных песков, а также озерно-аллювиальных иловатых суглинков, супесей и илов.


В центральных частях Предалтайской равнины свита, максимально мощная, распадается на 2-6 пачек от 10 до 30 м каждая. Пачки сложены внизу песками, супесями и иловатыми суглинками, сменяющимися выше по разрезу лессовидными супесями или суглинками, увенчанными погребенной почвой. Пространственные соотношения между пачками сложные, и наряду с простым напластованием наблюдаются вложение и прислонение, характерные для аллювиальных отложений.


По мнению О. М. Адаменко [1974], исходными породами для образования лессов краснодубровской свиты были мелкоземы различного генезиса (элювиального, аллювиально-озерного, делювиального, пролювиального и эолового). Последующие преобразования осадков в субаэральных условиях (облессова-ние) придали им характерный облик. Лессы являются своеобразной плейстоценовой корой выветривания. Вся лессовая формация юга Сибири (включая более молодые, чем краснодубровские, лессовые отложения) соответствует перигляциальной и ледниковой формациям севера Сибири [Адаменко, Городецкая, 1970]. В отложениях краснодубровской свиты собрана фауна крупных млекопитающих, характерных для нижнего плейстоцена, а также грызунов нижнего и среднего плейстоцена.


В конце раннего плейстоцена на территории Бийско-Барнаульской впадины прекратилась сплошная площадная аккумуляция, господствовавшая здесь с раннего мела, и стала преобладать линейная аллювиальная аккумуляция в долинах. На водоразделах одновременно продолжалось периодическое формирование лессовых покровов. Очень сложно определить возраст аллювиальных образований, большое значение здесь имеет их геоморфологическая позиция. Выделяется пять надпойменных террас. Самая древняя сформировалась в завершающую стадию накопления краснодубровской свиты, а самая молодая предшествует образованию голоценовой поймы (рис. 20).


Пятая надпойменная терраса (QII-IIIal(5)). В составе аллювиальных отложений этой террасы выделяются две свиты. Ее высота над урезом воды составляет 60-80 м. Мощность отложений 100-120 м, цоколь террасы погружен под урез воды на 30-40 м. Монастырская свита слагает нижнюю часть разреза. Она представлена русловыми песчано-галечниковыми отложениями с линзами старичных илов и иловатых суглинков. Мощность свиты от 15-20 до 40-55 м [Малолетко, 1963]. Ее отложения Е. Н. Щукина [1960] относила к башкаусскому ледниковому горизонту раннего плейстоцена. Комплекс более поздних палеонтологических находок позволяет отнести отложения свиты к нижней половине среднего плейстоцена.


К большереченской свите относится верхняя часть разреза пятой надпойменной террасы. В основании разреза залегает русловой аллювий, представленный косослоистыми гравийными песками с линзами гравия и галечников с отдельными валунами. Мощность слоя 15-20 м. Выше залегает ряд аллювиальных пачек мощностью 10-20 м каждая, представляющих собой ленточно-слоистое чередование песков и супесей, увенчанное слоем суглинков. Общая мощность свиты местами достигает 100-120 м, свидетельствуя о локальном подпруживании долин [Адаменко, 1974].


Четвертая надпойменная терраса (QIIIal(4)). Ее высота 35-45 м, а поверхность местами сильно преобразована эоловыми процессами и перекрыта мощными (до 20 м) эоловыми песками. Мощность собственно аллювиальных отложений террасы составляет 40-50 м. Нижняя часть разреза сложена песчано-гравийными отложениями с галькой и валунами. Выше залегают переслаивающиеся суглинки и супеси, переходящие вверх по разрезу в лессовидные суглинки. В верхней части разреза расположена характерная пачка илов мощностью до 10-15 м, содержащая многочисленные растительные остатки и фауну моллюсков. О.М. Адаменко подробно рассматривает историю развития представлений о геологическом строении так называемого «майминского вала» [1974, с. 128-131] и убедительно доказывает, что он является частью четвертой надпойменной террасы и не имеет никакого отношения к деятельности ледника.


Третья надпойменная терраса (QIIIal(3)). Она имеет высоту над урезом воды 20-30 м, уменьшающуюся по мере удаления от горных сооружений. Мощность ее аллювиальных отложений от 18 до 20-25 м. В предгорьях Алтая терраса сложена гравийными галечниками с многочисленными валунами. Вниз по течению эти отложения сменяются более мелкообломочными и в центральной части Кулундинской впадины имеют преимущественно песчаный состав.



Рис. 20. Корреляция четвертичных отложений Кулундинской впадины и Горного Алтая и их положение в стратиграфических схемах (по [Адаменко, 1974]).


Из отложений террасы собраны костные остатки крупных млекопитающих, характерных для позднего плейстоцена [Щукина, 1960; Малолетко, 1963]. Местами аллювиальные отложения перекрыты эоловыми песками или лессовидными суглинками. В первом случае поверхность террасы бугристая, а во втором — ровная.


Вторая надпойменная терраса (QIIIal(2)). Терраса возвышается над урезом воды на 14-18 м и имеет мощность аллювия 10-18 м. Высота террасы изменчива в связи с сильной переработкой ее поверхности эоловыми процессами. При движении от предгорий к равнине отложения террасы постепенно переходят от валунно-галечных к песчано-гравийным и суглинисто-супесчаным. В отложениях распространены остатки крупных млекопитающих и грызунов, свидетельствующие об их позднеплейстоценовом возрасте [Щукина, 1960].


Первая надпойменная терраса (QIIIal(1)). Ее высота над урезом воды 8-11 м. Цоколь расположен на уровне воды, иногда погружается на 5-15 м. Мощность аллювия колеблется от 10 до 20-25 м, а состав меняется по мере удаления от гор с валунно-галечникового до песчано-гравийного. В верхней части разреза встречаются торфяники. Имеются определения абсолютного возраста по 14C — 12600 ±150 лет [Адаменко, 1974], что соответствует концу последней ледниковой эпохи Алтая.


Субаэральные покровные отложения (QIII-IVsa). Водораздельные пространства и надпойменные террасы перекрыты плащеобразным слоем субаэ-ральных лессовидных пород мощностью от 1-2 до 5-10 м. Они представлены серыми, палево- и желтовато-серыми неслоистыми пористыми сильнокарбонатными супесями и суглинками с хорошо выраженной столбчатой отдельностью, остатками кротовин и корней растений. От подстилающих отложений террас или краснодубровской свиты субаэральные покровные отложения отделены нечеткой границей, реже горизонтом погребенной почвы. Граница подчеркивается сменой серой, зеленоватой или синевато-серой окраски нижележащих пород желто-бурой окраской субаэральных отложений. Для покровных отложений характерно изменение их мощности в зависимости от возраста перекрываемого ими рельефа. На первой, второй и третьей надпойменных террасах их мощность составляет от 0-1 до 4-5 м. На четвертой и пятой террасах — до 10 м, а в пределах междуречий — до 15 м. Особенности литологии и залегания не оставляют сомнений в эоловом происхождении покровных отложений [Волков и др., 1969].


Пойменные террасы (QIVal). В голоценовое время в долинах рек Пред-алтайской равнины формировались русловые, пойменные и старичные фации, слагающие пойменные террасы. Русловые отложения представлены галечниками с примесью песка и гравия, пойменные — тонкозернистыми ленточнослоистыми песками и супесями. Старичные фации сложены серыми и синевато-серыми илами и иловатыми суглинками с тонкой ленточной слоистостью. Поймы крупных рек имеют три уровня: 5-6, 3-4 и 1,0—1,5 м. Мощность пойменных отложений составляет обычно 5-6 м, иногда повышается до 10-15 м.


Особенности геологического строения мезокайнозойской толщи Бийско-Барнаульской впадины свидетельствуют об этапности ее формирования [Адаменко, 1974]. В юрском периоде тектонический режим впадины был одинаков. В начале периода здесь происходило накопление угленосных отложений, а в конце — впадина стала областью сноса. В мелу началось погружение Центрально-Кулундинской зоны впадины, где сформировался наиболее полный разрез меловых и кайнозойских отложений. В позднем мелу область погружения захватывает Барнаульскую зону, где происходит накопление континентальных осадков, в то время как в Центрально-Кулундинской зоне формируются морские отложения. Бийская зона стала областью континентального осадконакопления только в начале палеогена, а Рубцовская — в его конце.


Следует отметить, что погружение впадины сопровождалось в конце палеогена ростом горных сооружений Алтая, что нашло свое отражение в фа-циальной изменчивости олигоценовых отложений. Тогда же прекратилось накопление морских осадков в Центрально-Кулундинской зоне. В конце неогена-начале четвертичного периода (в эоплейстоцене, по Е. В. Девяткину [1965]) начинается завершающая фаза роста горных сооружений Алтая, которая приводит к прекращению площадного осадконакопления в пределах Бий-ско-Барнаульской впадины. С этого времени здесь идет аллювиальная аккумуляция в долинах рек и субаэральная — на водоразделах, подчиняющаяся в своем развитии не столько тектоническим движениям, сколько климатическим колебаниям четвертичного периода.


4.2. Верхнемеловые и кайнозойские отложения Зайсанской впадины


Благодаря новейшим деформациям отложений Зайсанской впадины здесь сформировалось достаточно много естественных обнажений. Несмотря на то, что кайнозойские отложения впадины имеют исключительно континентальный генезис, они содержат большое количество ископаемых флоры и фауны, облегчающих их расчленение и корреляцию. Подробное расчленение новейших отложений Зайсанской впадины проведено Б. А. Борисовым [1963, 1990]. Однако некоторые исследователи не приняли его классификации, мотивируя это тем, что отдельные структурные единицы не имеют повсеместного распространения во впадине, и создали свою стратиграфическую схему с более крупными и удобными для картирования подразделениями [Ерофеев, 1969] (рис. 21).


Следует отметить, что основные стратиграфические подразделения При-зайсанья, соответствующие главным этапам его новейшей геологической истории, настолько литологически характерны, что выделены еще в начале 40-х годов. С тех пор совершенствование стратиграфической схемы региона шло главным образом по пути уточнения возраста ранее выделенных свит на основании новых палеонтологических находок. При описании мезокайнозойских отложений Зайсанской впадины мы воспользовались обзорной работой В. С. Ерофеева [1969], привлекая более поздние материалы для уточнения возраста стратиграфических подразделений.


В основании кайнозойского разреза Зайсанского прогиба повсеместно залегает верхнемеловая кора выветривания (K2el). Она обнажена в виде небольших участков в пределах реликтов поверхности выравнивания и



Рис. 21. Разрез позднемеловых и кайнозойских отложений Зайсанской впадины.


вскрыта скважинами в самой впадине под толщей мезокайнозойских осадков. В наиболее полных разрезах мощность коры выветривания превышает 20 м. Ее химический состав сильно зависит от исходного состава пород, и на эффузивах среднего и основного состава в корах выветривания преобладают монтмориллонитовые глины. В целом по составу и строению позднемеловая кора выветривания близка к таковым современных тропических и субтропических областей. Возраст коры выветривания устанавливается довольно точно, поскольку она повсеместно перекрывается фаунистически охарактеризованными отложениями датского яруса, а раннемеловые отложения, развитые в Кендерлыкской мульде, представлены грубообломочными осадками [Нехо-рошев, 1941; Клейман, 1960].


Северозайсанская свита (K2d-P21sz). Пестроцветные отложения основания разреза Зайсанской впадины с нечетко выраженным размывом залегают на верхнемеловой коре выветривания [Лавров, Ерофеев, 1958]. Основная масса пород свиты представлена пестро-красными пятнистыми глинами, кремнистыми аргиллитами и алевролитами с редкими прослоями и линзами кварцевых песков. Последние обычно слагают базальные слои. В подчиненном количестве присутствуют прослои и линзы песчаников и гравелитов с кремнистоглинистым, кремнистым и железистым цементом темно-вишневого цвета. Характерные породы свиты имеют местное название «джюса» [Нехорошев, 1941].


Полные разрезы отложений свиты описаны в пределах горстово-анти-клинальных поднятий, развитых вдоль разлома, разделяющего северо-восточную и центральную зоны впадины (Кара-Бирюк, Чакельмес и др.), и в зоне новейших деформаций вдоль южной границы, у подножия хребтов Манрак и Сайкан. На большей части впадины отложения свиты вскрыты скважинами. Мощность ее выдержана и составляет 190-210 м, несколько снижаясь в пределах антиклинальных поднятий. Отложения свиты известны за пределами Зайсанской впадины: в понижениях поверхности выравнивания на Южном Алтае, в Кендерлыкской мульде и в Семипалатинском Прииртышье.


В наиболее представительных разрезах северозайсанской свиты выделяются три пачки: нижняя, ярко окрашенная в красные и пестрые тона, интенсивно окремненная и ожелезненная; средняя, окрашенная в бледные краснокоричневые тона; верхняя, характеризующаяся чередованием зеленоцветных и красно-коричневых пород. В кварцевых песках основания северозайсанской свиты обнаружена скорлупа яиц позднемеловых динозавров [Бажанов, 1961]. Средняя часть и низы верхней части разреза свиты содержат отпечатки палеоценовой флоры, а в верхах разреза найдена раннеэоценовая флора [Ильинская, 1962, 1963; Романова, 1963]. В верхней части разреза обнаружены также остатки грызунов, датируемые концом раннего эоцена [Шевырева, 1996].


Турангинская свита (-P22-3 trg). Эта свита с размывом залегает на севе-розайсанской свите, а в прибортовых частях впадины — непосредственно на палеозойском основании [Лавров, Ерофеев, 1958]. Основание разреза слагают базальные пески с линзами и прослоями гравелитов и галечников. В базальных песках встречаются окатыши подстилающих пестроцветных глин и аргиллитов. Основная часть разреза представлена алевритами с линзами разнозернистых песков и алевритистых глин. В разрезе часто встречаются тонкие линзы и пропластки черных гумусированных глин и бурых углей (лигнитов). Глины имеют резко подчиненное значение и приурочены к верхней части разреза. Преобладающая окраска пород светло-серая, белая и желтовато-коричневая.


В северной части впадины отложения турангинской свиты обнажаются только на крыльях антиклинальных поднятий. Мощность их 15-30 м. За пределами поднятий мощность свиты резко возрастает и по буровым данным обычно несколько превышает 100 м. Вдоль южной границы впадины дислоцированные отложения свиты повсеместно обнажаются у подножия хребтов Манрак и Сайкан. Мощность отложений здесь 30-80 м. Глины и алевриты свиты обычно насыщены тонкой вкрапленностью пирита, который местами обособляется в виде прожилков и пятен. Для песчаных разностей вкрапленность пирита не характерна, встречаются псевдоморфозы пирита по древесине, а также тонкие прослойки кварцевых песчаников, плотно сцементированных пиритом. Отложения турангинской свиты практически повсеместно содержат отпечатки эоценовой субтропической флоры [Ильинская, 1962].


За пределами Зайсанской впадины отложения турангинской свиты широко распространены на Южном Алтае, где представлены кварцевыми золотоносными галечниками и в Кендерлыкской мульде, где представлены песками, выполняющими прогиб вдоль южного склона хр. Сайкан. В Семипалатинском Прииртышье отложения свиты выполняют долинообразные депрессии и с размывом ложатся на пестроцветные отложения северозайсанской свиты [Ерофеев и др., 1966].


Тузкабакская свита (-P 32-P13 tzb). Эта свита [Лавров, Ерофеев, 1958] связана с подстилающими отложениями турангинской свиты постепенным переходом. Состав ее отложений выдержан по простиранию и разрезу, в нем преобладают глины и алевриты зеленовато-коричневого и зеленого цвета с прослоями буровато-коричневых и темно-серых алевритистых глин, реже мергелей. В большом количестве встречаются конкреции железистых и железокальциевых карбонатов.


В северной части впадины отложения свиты обнажаются в цепочке горст-антиклинальных выступов вдоль правого берега Черного Иртыша (Ча-кельмес, Кара-Бирюк, Ашутас и др.). Общая мощность свиты в этих обнажениях около 30 м. В серии естественных обнажений вдоль южной границы впадины отложения свиты развиты повсеместно и представлены аналогичной зеленовато-коричневой алеврито-глинистой толщей с многочисленными конкрециями карбонатов. Мощность отложений здесь варьирует от 25-30 до 8090 м. У подножия хр. Сайкан в разрезе свиты появляются частые прослои известковистых и железистых песчаников, мощность свиты здесь 30-50 м.


Отложения свиты вскрыты скважинами в центральной части впадины. Они представлены алевритистыми глинами зеленых и бурых тонов с редкими прослоями алевритов и мергелей и многочисленными включениями обломков раковин и костей рыб. Мощность отложений более 110 м [Василенко, Левченко, 1962]. Отложения тузкабакской свиты хорошо охарактеризованы фаунистически. В них широко распространены гирогониты харовых водорослей [Кянсеп-Ромашкина, 1988]. В большинстве обнажений обнаружены костные остатки позвоночных. Все они свидетельствуют о позднеэоценовом-ран-неолигоценовом возрасте вмещающих отложений [Бажанов, 1961; Габуния и др., 1990; Шевырева, 1994а, б].


Ашутасская свита (P32-3 ash). Эта свита впервые выделена М. Ф. Ней-бург [1928], затем в несколько суженном объеме выделялась многими другими исследователями [Нехорошев, 1941; Василенко, 1956; Лавров, Ерофеев, 1958]. Ашутасская свита с размывом залегает на глинах нижнего олигоцена. Базальные горизонты ее сложены кварц-полевошпатовыми песками с линзами гравелитов и галечников. Основная часть разреза сложена алевритами с линзами и прослоями разнозернистых кварц-полевошпатовых песков, зеленовато-серых алевритистых глин, черных и коричневых углистых и гумусированных алевритов и глин, бурых углей.


Стратотип свиты расположен на южном склоне возвышенности Ашутас, представляющей одно из звеньев в цепочке новейших горст-антиклиналей вдоль правого берега Черного Иртыша. Мощность отложений здесь около 30 м. Вдали от новейших поднятий мощность свиты по буровым материалам достигает 110 м. В южной части впадины полные разрезы ашутасской свиты обнажаются у подножий хребтов Манрак и Сайкан. Мощность ее отложений колеблется здесь от 25 до 80 м. В отложениях средней и верхней частей свиты в обнажениях возвышенности Ашутас расположено известное местонахождение средне-верхнеолигоценовой широколиственной флоры [Нейбург, 1928; Ильинская, 1957,1962; Ржаникова, 1958, 1968].


За пределами Зайсанской впадины отложения ашутасской свиты известны только в левобережье Бухтармы [Нехорошев, 1958, 1959]. В отдельных обнажениях они прослеживаются более чем на 15 км и представлены алевритово-песчаными фациями с многочисленными прослоями гравелитов, галечников, щебней с включениями глин и бурых углей. В отличие от озерных отложений, характерных для Зайсанской впадины, здесь преобладают аллювиальные и пролювиальные фации. Залегают эти породы непосредственно на палеозойском фундаменте. Мощность отложений превышает 30 м [Ерофеев, 1969].


Отложения неогена распространены в пределах южного обрамления Алтая очень широко. В Зайсанской впадине они слагают половину мощности кайнозойского разреза и подразделяются на три свиты — аральскую, павлодарскую и вторушинскую.


Аральская свита (Nj-2 ar). Эти отложения вначале выделялись в качестве акжарской свиты [Лавров, Ерофеев, 1958; и др.]. Однако позднее была доказана ее тождественность с аральской свитой Казахстана и Западной Сибири. Аральская свита в пределах Зайсанской впадины согласно залегает на отложениях среднего-верхнего олигоцена и представлена монотонной толщей алевритистых глин серо-зеленого цвета с редкими прослоями и линзами алевритов, красно-бурых глин и мергелей. На отдельных участках в породах встречаются белые известковистые конкреции, друзы и кристаллы гипса.


Обнажения свиты тянутся практически сплошной полосой вдоль южной границы впадины. Мощность отложений составляет здесь от 30 до 90 м.


В юго-западной части Зайсанской впадины отложения с размывом ложатся на породы северозайсанской свиты. Мощность разреза аральской свиты здесь 35-40 м, а в основании залегают брекчии с обломками аргиллитов подстилающих пород. В северной части впадины обнажения свиты приурочены к горст-антиклиналям правобережья Черного Иртыша. В центральной части отложения вскрыты скважинами. Мощность их здесь возрастает до 150-200 м, а в разрезе появляются мощные прослои мергелей и тонкие прослойки гумусиро-ванных глин. В северной части впадины в разрезе значительную роль начинают играть пески и алевриты, соответствующие прибрежно-дельтовой части палеобассейна.


Для отложений аральской свиты характерно обилие палеонтологических остатков. Большая их часть относится к обитателям пресноводных бассейнов. Здесь установлены моллюски, остракоды, рыбы, диатомовые и харовые водоросли. Отпечатки наземной флоры встречаются только в северной части впадины. Возраст свиты определяется на основании изучения остатков млекопитающих и пресмыкающихся раннемиоценового возраста. В горном обрамлении Зайсанской впадины отложения аральской свиты развиты очень ограниченно. Они встречаются в понижениях Казахского мелкосопочника и Калбы и широко развиты в Семипалатинском Прииртышье, где представлены извест-ковистыми зелеными глинами с друзами гипса мощностью 15-20 м. В них известны находки фауны ранне-среднемиоценового возраста [Ерофеев, 1969].


Павлодарская свита ( N 31 -N32pv). Мощная толща красноцветных глин и песков, обнажающаяся в южной части Зайсанской впадины, первоначально выделена как калмакпайская свита ранне-среднеплиоценового возраста [Василенко, 1956, 1961]. Впоследствии в связи с новыми находками фауны, сформировались представления, что эти отложения являются аналогом отложений широко распространенной в Казахстане павлодарской свиты [Ерофеев, 1969]. Павлодарская свита с размывом залегает на аральской. Она представлена красно-бурыми и коричневато-бурыми песчанистыми глинами с прослоями и линзами полимиктовых разнозернистых песков, реже галечников, алевритов и зеленоцветных глин.


В основании свиты местами залегает пачка песков, галечников и зеленоцветных глин, выделяемых в качестве сарыбулакских слоев павлодарской свиты. Поскольку по простиранию они переходят в обычные для этой свиты отложения, выделять их в качестве самостоятельной свиты, как это делает ряд исследователей [Василенко, 1956, 1961; Борисов, 1963], неправомерно [Ерофеев, 1969]. Литология свиты достаточно выдержана. Для нее характерно при общем преобладании глин присутствие многочисленных прослоев и линз плохо окатанных песков, галечников и щебней делювиально-пролювиального генезиса. В южной части впадины мощность свиты составляет 250-300 м при мощности сарыбулакских слоев 10-30 м. В западном направлении мощность свиты снижается до 100-150 м.


В центральной части впадины скважинами пройдены отложения свиты мощностью до 585 м. Здесь она представлена преимущественно загипсованными глинами с прослоями алевритов при резко подчиненном значении песков и галечников. В северной части впадины мощность отложений снижается до 100-120 м. Во многих местах в отложениях обнаружены остатки млекопитающих позднемиоценового-раннеплиоценового возраста. В спорово-пыльцевых комплексах отложений преобладают представители травянистой флоры [Ржаникова, 1968].


Вторушкинская свита (N22-3 vt). Эти отложения вначале выделялись как карабулакская свита [Василенко, 1956; Борисов, 1963], название было сменено в связи с их возрастной и литологической тождественностью вторушкинской свите Рудного Алтая. В центральной части впадины они согласно залегают на отложениях павлодарской свиты, на периферии залегают с размывом [Ерофеев, 1969] и значительным угловым несогласием [Zykin, 1998]. Вторушкин-ская свита представлена коричневато-бурыми песчанистыми известковистыми глинами с многочисленными прослоями и линзами разнозернистых полимик-товых серовато-бурых песков, галечников и щебней, которые иногда плотно сцементированы известковистым материалом в песчаники, конгломераты и брекчии. Изредка встречаются линзы зеленых глин.


Отложения вторушкинской свиты обнажаются по южной периферии впадины сплошной полосой вдоль северных предгорий хребтов Сайкан и Ман-рак. Полный разрез свиты не встречается ни в одном из обнажений в связи с интенсивными проявлениями новейших движений. Суммарная мощность свиты здесь 150 м. В центральной части впадины отложения свиты мощностью около 180 м вскрыты скважинами. Нижние 2/3 части свиты представлены желто-бурыми известковистыми глинами и алевритами, чередующимися с песками и галечниками, а верхняя часть имеет преимущественно глинистый состав [Василенко, Левченко 1962]. В северной части Зайсанской впадины отложения вторушкинской свиты не установлены.


В литологическом отношении наблюдается большая общность отложений вторушкинской свиты с нижележащей павлодарской. Основным критерием расчленения является палеонтологический. В обнажениях южной части впадины в отложениях верхней части свиты собрано большое количество остатков позвоночных. В пределах Южного Алтая расчленение красноцветной карбонатной толщи павлодарской и вторушкинской свит не представляется возможным. Нерасчлененные отложения этих свит известны во многих понижениях пенеплена горного обрамления северной части впадины. Неогеновые отложения представлены здесь красно-бурыми песчанистыми глинами и суглинками с многочисленными линзами плохо окатанных песков, галечников и щебней. Часто они содержат кварцевую гальку, переотложенную из подстилающих их во многих местах кварцевых галечников олигоцена. Мощность отложений от 5 до 20 м.


У основания южного склона Курчумского хребта отложения свит общей мощностью до 90 м были пройдены несколькими скважинами. В глинистых отложениях много линз русловых аллювиальных песчано-галечниковых золотоносных отложений. В Нарымской впадине также известны отложения красноцветной карбонатной формации неогена мощностью до 60 м. В районе Кал-бы и прилегающей к Зайсанской впадине части Казахского мелкосопочника данные отложения распространены достаточно широко в многочисленных депрессиях палеозойского основания [Кривцов, Кривцова, 1992].


В наиболее крупных впадинах буровыми работами установлено наличие обеих свит неогена суммарной мощностью до 170 м. В Лениногорской (Рид-дерской) впадине мощность кайнозойских отложений достигает 300 м, из которых более 100 м приходится на красноцветные отложения верхнего неогена, залегающие непосредственно на палеогеновой коре выветривания [Чумаков и др., 1963]. Отложения представлены красно-бурыми и коричневыми глинами с включениями галек и гравия, местами с друзами и кристаллами гипса. В отдельных местах в них найдены остатки плиоценовых млекопитающих [Ерофеев, 1969]. Сходный разрез имеют кайнозойские отложения в небольшой Майкап-чегайской впадине у южного склона Курчумского хребта [Кривцов, 1991].


Четвертичные отложения достаточно широко распространены в пределах Зайсанской впадины и ее горного обрамления. В зависимости от генезиса они приурочены к разным формам рельефа и объединены в четыре большие группы: 1) ледниковую; 2) аллювиальную; 3) озерную; 4) склоновую. Осадки первых двух групп развиты по долинам рек и образуют несколько четких уровней террас, разделенных в горном обрамлении Зайсанской впадины врезами разной глубины. В самой впадине склоновые отложения проявлены слабо, ледниковые образования отсутствуют.


Анализ распространения и положения террас, сменяющих друг друга типов осадков и рельефа по продольным профилям долин в сопоставлении с региональными киинджирским и катонским оледенениями позволяет выделить четыре возрастных комплекса аккумулятивных поверхностей: 1) ледни-ково-флювиогляциально-озерный (киинджирский) — конец среднего плейстоцена; 2) ледниково-аллювиально-озерный (катонский) — начало позднего плейстоцена; 3) озерно-аллювиальный (послеледниковый) — конец позднего плейстоцена; 4) аллювиальный — голоцен. Ступенчатое расположение и последовательное понижение комплексов от древних к молодым, а также смена ледниковых осадков аллювиальными указывают на тектонические поднятия в начале четвертичного периода и постепенное затухание амплитуд подвижек [Услугин и др., 1995].


В. С. Ерофеев [1969] выделяет следующие стратиграфические подразделения четвертичной системы в пределах Зайсанской впадины и ее горного обрамления (приводим с сохранением возрастных характеристик этого автора), которые в совокупности имеют мощность от 5 до 100 м:


устьубинская свита (N32) в большинстве случаев согласно залегает на отложениях верхнего неогена и представлена красновато-бурыми и зеленовато-серыми песчанистыми глинами, гумусированными алевритами с многочисленными линзами и прослоями галечников и песков;


краснояровская свита (Q1-2) сложена грубообломочными сероцветными аллювиальными и аллювиально-озерными отложениями — валунниками, галечниками, гравийниками и полимиктовыми разнозернистыми песками. По периферии Зайсанской впадины отложения свиты с резким размывом и угловым несогласием ложатся на более древние отложения кайнозоя;


рорская свита ( Q31 -Q13) в перигляциальных областях представлена лессовыми образованиями, а в гляциальной зоне - комплексом ледниковых и водно-ледниковых образований;


новошульбинская свита (Q23) сложена сероцветными аллювиальными и аллювиально-озерными осадками — гумусированными алевритами, песками, галечниками и торфяниками;


голоценовые отложения (Q4) выполняют поймы рек и низкие террасы, представлены различными генетическими типами.


Отмечается, что широко распространенные в Северо-Восточном Казахстане конгломераты с плотным известковистым цементом, выделяемые ранее в качестве «верхнегобийских раннечетвертичных конгломератов» [Нехорошев, 1941, 1959; Селиверстов, 1960б; Василенко, 1961], представляют собой литологическую разность, характерную для всего разреза четвертичных отложений, и не имеют стратиграфического значения [Ерофеев и др., 1966].


4.3. Кайнозой Джунгарского бассейна


Основы стратиграфии кайнозоя Джунгарии заложил В. А. Обручев [1901, 1940], позднее территория изучалась советскими геологами-нефтяниками [Саидов, 1956]. Было установлено, что кайнозойская толща Джунгарии содержит стратиграфические подразделения, подобные выделенным в Зайсанской впадине, но превосходящие их по мощности в 5-10 раз и более [Василенко, 1961]. Мезокайнозойская толща Джунгарии хотя и содержит небольшие стратиграфические перерывы, но не имеет крупных несогласий (рис. 22). Западная часть Джунгарии, примыкающая к Зайсанской впадине, интересна тем, что на сегодня это единственное известное в пределах бассейна место, где наблюдается практически полный разрез палеогена.


Палеоцен-эоценовая свита honglishan, залегающая с размывом на верхнемеловой свите alikhu, имеет мощность 75 м. Она представлена красными глинами с прослоями серо-зеленых глин и галечниками в основании разреза. Эоцен-олигоценовая свита wulungu залегает на свите honglishan местами согласно, а местами с размывом. Ее отложения мощностью около 350 м представлены переслаивающимися серо-зелеными песчанистыми глинами и песчаниками с отдельными прослоями красных глин. В основании разреза залегает мощная пачка песчано-галечного состава. Эту свиту согласно перекрывают отложения, выделяемые в свиту susugan, олигоценового возраста. Они представлены переслаивающимися красными песчаниками и песчанистыми глинами. Мощность свиты от 5 до 50 м [Russel, Zhai, 1987]. Таким образом, в этой части впадины мы наблюдаем свидетельства тектонической активизации, выразившейся в появлении грубообломочных отложений в осадках на рубежах мел/ палеоген и палеоцен/ эоцен.


Третичные отложения залегают с угловым и стратиграфическим несогласием на мезозойских и палеозойских осадках и наиболее полно обнажаются в зоне кайнозойских деформаций вдоль северных предгорий Тянь-Шаня. Они развиты под покровом четвертичных отложений на всей территории Джунгарской впадины. Третичные отложения расчленяются на шесть свит: красную и нижнюю зеленую (эоцен), коричневую (олигоцен), верхнюю зеленую (миоцен), палевую (миоцен-плиоцен) и конгломератовую (плиоцен-ранний плейстоцен).



Рис. 22. Разрез кайнозойских отложений Джунгарии. Уcл. обозн. см. на рис. 21.


Красная свита (Pf) первоначально отнесена к меловым отложениям [Саидов, 1956]. Однако позднее, после находок ископаемых остатков птиц, ее возраст вместе с вышележащей нижней зеленой свитой стал определяться как средний и поздний эоцен соответственно [Zhou et al., 1982]. Наиболее полно свита развита в долине р. Санджи, где она представлена темно-бурыми и кирпично-красными песчанистыми глинами с прослоями грубозернистых песчаников. В основании залегает горизонт грубозернистого косослоистого песчаника, переходящего в верхней части в мелкогалечный конгломерат.


К востоку от Санджи в разрезе свиты преобладают грубозернистые песчаники и конгломераты, переслаивающиеся с красно-бурыми песчанистыми глинами. К западу от Санджи свиту слагают кирпично-красные песчанистые глины с прослоями и линзами грубозернистых песчаников, с галькой и конгломератами. В верхней части разреза встречаются линзы розового известняка мощностью до одного метра. В долине р. Тасыркай свита представлена конгломератами, переслаивающимися с грубозернистыми песчаниками и глинами. К кровле также приурочено несколько прослоев розового известняка. Далее на запад в разрезе поочередно преобладают грубозернистые песчаники и песчанистые глины в сочетании с линзами галечников, прослоями карбонатных конкреций. Мощность свиты последовательно уменьшается с востока на запад с 550-700 до 16-80 м.


Нижняя зеленая свита (P23) первоначально отнесена к олигоцену, впоследствии на основании новых палеонтологических находок был установлен ее позднеэоценовый возраст [Zhou et al., 1982]. Наиболее полно свита обнажена в долине р. Хоргос, где представлена зеленовато-серыми, темно-серыми и серыми слоистыми глинами с редкими тонкими прослоями серых и зеленовато-серых мелкозернистых песчаников. В средней части залегают четыре прослоя органогенных известняков мощностью до 0,5 м, почти целиком состоящих из раковин остракод. В основании встречаются линзы мелкогалечных конгломератов.


Данный тип разреза прослеживается вдоль всего подножия Тянь-Шаня, лишь в западной части впадины, в районе рек Куйтук и Джергалты нижняя часть свиты сложена зеленовато- и голубовато-серыми глинами с тонкими прослоями серых песчаников, а верхняя — желто-зелеными, табачными глинами с прослоями ракушечников. В глинах и песчаниках часто и в изобилии встречаются обломки панцирей речных черепах, раковины пресноводных моллюсков, остракоды, зубы, позвонки и чешуя костистых рыб, обломки челюстей и зубы крокодилов. Мощность свиты последовательно увеличивается с востока на запад с 180-200 до 350-500 м.


Коричневая свита (P3) ранее относилась к неогену, поскольку рассматривалась как нижняя часть серии changi, для которой ошибочно предполагался только неогеновый возраст [Zhou et al., 1982]. В долине р. Хоргос (40 км южнее г. Янцзыхай) свита представлена в нижней части темно-коричневыми и бордовыми песчанистыми глинами с редкими прослоями желтовато-серых грубозернистых песчаников. В средней части разреза присутствуют прослои грубогалечных песчаников и мелкогалечных конгломератов мощностью до 3-6 м. В верхней части чередуются коричневые и зеленовато-серые глины с прослоями грубозернистых песчаников.


В районе г. Тушандзы в этой части разреза присутствуют сажистые тонкослоистые глины с массой растительных остатков. Мощность свиты уменьшается с 650-750 м на периферии впадины до 70-80 м в предгорьях. В целом по всей впадине отложения свиты характеризуются однообразными коричневыми и красно-коричневыми песчанистыми глинами с прослоями грубозернистых песчаников. В них присутствуют раковины пресноводных моллюсков и остракоды. Мощность отложений обычно колеблется в пределах 125-400 м.


Верхняя зеленая свита (N1) широко обнажается в южной части Джунгарской впадины между реками Санджи и Куйтук. В долине р. Хоргос и в районе г. Тушандзы отложения свиты представлены зеленовато-серыми слоистыми глинами с тонкими прослоями мелкозернистых песчаников. К верхней части разреза приурочено несколько прослоев темно-серых углистых глин и светло-серых мергелей. Местами в средней части встречен тонкий (до 0,2 м) прослой органогенного известняка, состоящего из раковин остракод. На отдельных участках разреза значительны красноцветные песчанистые глины и прослои грубозернистых песчаников. Здесь найдены крупные кости мастодонта. Мощность отложений составляет 36-83 м, а в зоне Манасской гряды достигает 280-485 м. К югу от гряды, в долине р. Санджи отложения свиты представлены чередованием зеленовато-серых и красно-коричневых песчанистых глин. Изредка встречаются прослои табачно-желтых глин и зеленовато-серых мергелей. Мощность свиты здесь 30-40 м. В отложениях свиты обнаружены относительно немногочисленные пресноводные моллюски и остракоды.


Палевая свита (N1-2) широко развита по всей Джунгарской впадине. Наиболее полно она обнажается в районе г. Тушандзы. Нижняя часть свиты представлена коричневато-бурыми и красновато-коричневыми песчанистыми глинами с прослоями серых грубозернистых песчаников и мелкогалечных конгломератов в ее верхах. В средней части чередуются буровато-коричневые, табачно-желтые и зеленовато-серые песчанистые глины с прослоями серых песчаников и остракодовых известняков. Верхняя часть сложена светло-коричневыми и палевыми песчанистыми глинами с прослоями красно-коричневых глин и грубозернистых песчаников. Севернее Манасской гряды мощность отложений 1600-1800 м, в зоне гряды 1300 м, а южнее — 550 м. К востоку от г. Урумчи, в районе городов Фукан и Сантай мощность свиты составляет 6501200 м. В ее отложениях распространены остатки моллюсков и остракод, отпечатки листьев деревьев и трав.


Четвертичные отложения широко распространены в пределах Джунгарской впадины. На юго-востоке ее центральной части расположен крупный массив эоловых песков. Источником перевеваемого материала служат аллювиальные и озерные осадки. Северо-западную часть впадины занимают озерные равнины с остаточными озерными бассейнами, окруженные пролювиальными наклонными равнинами, которые образуют переход к горным сооружениям Алтая и Тянь-Шаня. Мощность четвертичных аллювиально-пролювиальных осадков у подножия Китайского Тянь-Шаня вместе с верхнеплиоценовым пролювием превышает 3000 м. В пределах горных сооружений и в приграничных частях впадины (особенно вдоль южной границы) развиты ледниковые и водно-ледниковые отложения. В горах развиты преимущественно ледниковые и водно-ледниковые осадки [The Quaternary..., 1991].


Основание разреза четвертичных отложений образуют нижняя подсви-та (N2-Q11) и верхняя подсвита (Q2) свиты xiyu, ранее описываемой как конгломератовая [Саидов, 1956]. Они распространены преимущественно у подножий горных сооружений. Их отложения представлены серыми и сероватожелтыми плохо сцементированными гравийниками с редкими прослоями песков и глин, а мощность достигает иногда 3000 м и быстро уменьшается по мере удаления от гор. Отложения залегают с несогласием на нижележащих породах и представляют собой предгорные пролювиальные осадки. В центральной части впадины они замещаются аллювиально-озерными фациями. Эти фации представлены желтыми, светло-коричневыми, серо-зелеными и зеленовато-желтыми глинами, супесями, илами, а также мелко-, средне- и грубозернистыми песками, увеличивающимися вниз по разрезу. Кровля озерных фаций залегает обычно на глубине 150-320 м, а их мощность составляет 100-200 (до 500) м.


В ледниковых областях китайские исследователи выделяют раннеплейстоценовый моренный горизонт (Q1) [The Quaternary., 1991]. Его отложения обнаружены в горах Алтая, Тянь-Шаня и Джунгарского Алатау. На Алтае они обнажаются в долине Цаган-Гол и представлены красными валунными глинами мощностью 1 -20 м. На наш взгляд, это определенно не моренные отложения, а, вероятнее всего, поздненеогеновые или раннечетвертичные селевые осадки.


Свита wusu (Q2) развита в долинах на границе с впадиной, обнажаясь по ее периферии. Ее отложения образуют наклонные предгорные равнины и речные террасы выше четвертой. Литологически они представлены коричневато-желтыми галечниками, переслаивающимися с оранжево-желтыми супесями и суглинками в нижней части разреза и серыми галечниками — в верхней. Общая мощность отложений в предгорьях 20-50 м. В пределах бассейна они замещаются мелкообломочными фациями, кровля которых залегает на глубине около 100 м. Здесь свита сложена песками, галечниками, илами, мелкими песками и суглинками преимущественно аллювиального и частично озерного происхождения. Мощность ее достигает 150 м.


Отложения среднеплейстоценового моренного горизонта (Q2) обнаружены на южном склоне Алтая в районе пос. Ком и в верхнем течении р. Бур-чун (впадина Ком). Моренные отложения состоят из валунов и суглинков, образующих боковые валы и конечные гряды общей мощностью 80-100 м.


Верхнеплейстоценовые отложения рассматриваемой территории включают свиту синьцзян (xinjiang) (Q3), лессовые отложения (Q3) и верхнеплейстоценовые моренные горизонты (Q3).


Свита синьцзян (xinjiang) (Q3) распространена преимущественно по периферии Джунгарской впадины, ее осадки формируют широкие предгорные шлейфы и отдельные конусы выноса. Они состоят из гравийников с подчиненным значением песков и глин пролювиального и аллювиально-пролюви-ального происхождения. Мощность отложений в предгорьях от 10 до 200 м и более. В пределах впадины отложения залегают на глубине 4-60 м. Они представлены в основном аллювиальными желтовато-серыми галечниками, песками и супесями, имеются отдельные линзы озерных осадков, состоящие из илов, глин и мелких песков. Общая мощность отложений 20-70 м.


Лессовые отложения (Q3) перекрывают пролювиальные шлейфы и аллювиальные террасы у северных и южных подножий Тянь-Шаня. Их мощность составляет 20-50 м. Выделяются два верхнеплейстоценовых моренных горизонта (Q3). Морена daqinghe (Q32) в верхнем течении Иртыша и Daqing(?) формирует три конечноморенных вала и состоит из валунных глин и валунни-ков мощностью 20-30 м. Межстадиальные отложения представлены флювио-гляциальными песками и галечниками. Морена kalasi (Q32), отложения которой распространены главным образом в горах Gameir(?) Алтая, сложена угловатыми глыбами и валунами, формирующими ледниковые гряды, имеет мощность до 30 м.


Голоценовые отложения (Q4) широко представлены по всей Джунгарской впадине и ее горному обрамлению. Современные ледники в своем окончании формируют моренные валы мощностью 20-50 м. В Джунгарском бассейне локально развиты маломощные пролювиальные, аллювиальные и озерные образования. Эоловые отложения формируют песчаную пустыню в его центральной части. Высота барханов местами достигает здесь 100 м.


В ходе роста и надвигания на Джунгарскую впадину горных сооружений Алтая и Тянь-Шаня кайнозойские отложения вдоль фронтальных частей надвигов были сильно деформированы. Особенно интенсивно этот процесс происходил вдоль южной границы впадины. На южной окраине Джунгарского бассейна, в ее западной части, выявлены два крупных гравитационно смещающихся блока.


Первый — сползающий с северных предгорий Тянь-Шаня по слабо уплотненным палеогеновым аргиллитам крупный блок третичных пород Хомату длиной 140 км, шириной 28 км, толщиной 3,5 км. Площадь его 2,74 тыс. км2, объем 9,45 тыс. км3. Наблюденные в породах массива аномалии пластовых давлений флюидов, включая углеводороды, связываются с их отжатием из уплотняемых пород при затрудненности оттока. Путь скольжения массива уже достиг 15 км по поверхности с уклоном 5-6°.


Второй блок — сложенная мезозойскими породами флексура гравитационного скольжения Тосытай, также расположенная на севере Тянь-Шаня, южнее Усу. Ее длина 30 км, ширина 10 км, толщина 2 км, площадь 260 км2, а объем 540 км3. Скольжение под углом до 8° осуществляется по верхнетриасовым породам и слабо уплотненным юрским аргиллитам. В этом массиве также отмечены зоны сверхнормальных пластовых давлений, сформировавшихся в связи со снятием нагрузки в ходе размыва верхней части разреза пород в позднюю стадию тектогенеза и задержкой разрузки порового давления при аргиллитизации глин [Kuang Jun, 1990].


Менее интенсивные складчатые и надвиговые дислокации кайнозойских осадков по северо-восточной и южной периферии Джунгарской впадины отмечаются повсеместно.


4.4. Верхнемеловые и кайнозойские осадки впадин Западной Монголии


Отложения верхнего мела и нижнего-среднего палеогена не характерны для непосредственного обрамления Монгольского и Гобийского Алтая. Однако




Рис. 24. Схема корреляции опорных разрезов кайнозойских отложений Западной Монголии (по [Девяткин, 1970]).


1 — галечники с валунами; 2 — мелкие галечники и гравийники; 3 — пески; 4 — конгломераты; 5 — песчаники; 6 — щебни; 7 — алевриты песчанистые; 8 — алевриты глинистые; 9 — глины; 10 — мергели; 1113 — места сбора ископаемых остатков: 11 — крупных млекопитающих (а) и грызунов (б), 12 — моллюсков (а) и рыб (б), 13 — остракод (а) и хар (б).


они встречаются к югу от Гобийского Алтая в отдельных депрессиях Заалтай-ской Гоби и дают представления о характере процессов седиментации в этом районе в то время, когда лежащие к северу территории были объектами денудации. В пределах Ингэниховурской впадины выходят на поверхность породы нэмэгтской свиты позднего мела, представленные красно-бурыми песчаниками, переслаивающимися с линзами и прослоями глин красного и серого цвета, мощностью более 20 м. Фаунистические находки указывают на озерноаллювиальный генезис отложений и их маастрихтский возраст [Шувалов и др., 1974].


Выше со слабовыраженным размывом залегают осадки свиты дзун-мод мощностью 20 м. Они представлены прослоем окатышей меловых глин в основании, выше которого залегают серые тонкозернистые песчаники и краснобурые, зеленые и серые глины. Далее, вверх по разрезу, залегает свита наран-булак. Ее отложения представлены прослоями красных глин, светло-серыми грубозернистыми песками и алевритами. Мощность свиты около 30 м. На основании ряда палеонтологических находок обе эти свиты датируются палеоценом [Девяткин, 1981]. Выше с размывом залегают эоценовые осадки свиты хайчин, которые представляют собой переслаивание светло-серых и зеленоватых глин, песчаников и гравелитов общей мощностью до 50 м [Шувалов и др., 1974].


По другую сторону Гобийского Алтая, в пределах Долины Озер, на отдельных участках также встречаются отложения эоцена озерно-аллювиального генезиса. Они залегают непосредственно на палеозое в основании разреза олигоценовых отложений и представлены переслаивающимися буроватыми, серыми и зеленоватыми алевритами, песками, галечниками и глинами. Мощность разреза около 40 м [Девяткин, 1981].


Олигоценовые и более молодые отложения кайнозоя имеют широкое распространение в депрессиях вокруг горных сооружений Алтая. Монография Е.В. Девяткина [1981] дает достаточно полное представление о стратиграфии кайнозойских отложений в системе прогибов, разделяющих Монгольский и Гобийский Алтай и Хангай (рис. 23—25).


Основание кайнозойского разреза котловины Больших Озер выполнено отложениями свиты хан-тайшири (P3-2), датированными нижним-средним олигоценом [Девяткин, Лискун, 1967; Девяткин, 1970]. В системе впадин Пред-алтайского прогиба мощность свиты в прибортовых частях составляет 50-70 м, а в центральных увеличивается до 120-150 м. В Заалтайской Гоби и Барун-Хурайской впадине отложения прослеживаются вдоль подножия горных сооружений Алтая. Они залегают, как правило, на выветрелых отложениях палеозоя, реже юры и мела. В кровле свиты также развита мощная (до 20 м) кора выветривания. Свита представлена переслаиванием белых кварцевых песков с линзами галечников и гравийников с прослоями розоватых и зеленоватых песчанистых глин и алевритов.



гольского и Гобийского Алтая (по [Девяткин, 1981]).


1 — глины; 2 — алевриты; 3 — мергели; 4 — пески; 5 — галечники и конгломераты; 6 — валунники; 7 — ледниковые отложения; 8 — пролювиальные отложения; 9 — коры выветривания (а), ископаемые почвы (б); 10 — палеогеновые базальты; 11 — неогеновые базальты.


I — Монгольский Алтай; II — Гобийский Алтай; III — Барун-Хурайская впадина; IV — Заалтай-ская Гоби; V — Котловина Больших Озер; VI — Предалтайские впадины; VII — Долина Озер.


Средне-верхнеолигоценовые отложения, выделяемые в Котловине Больших Озер и Предалтайском прогибе как свита бэгэр (P23-3) [Девяткин, Лис-кун, 1967], а в Долине Озер и Заалтайской Гоби как свита шанд-гол [Дашзэ-вэг, 1970], венчают разрез палеогена и представлены относительно маломощной (30-40, редко до 100 м) толщей осадков. Красноцветный характер и однотипный состав на всей территории (глины, алевриты, пески, реже песчаники и гравелиты) наряду с богатой палеонтологической охарактеризованностью делают их хорошим маркирующим горизонтом [Девяткин, 1981]. В генетическом отношении это делювиально-пролювиальные образования с горизонтами ископаемых почв. Они залегают в прибортовых частях впадин и в понижениях поверхности выравнивания.


По мере удаления от горных сооружений отложения свит становятся тоньше, и в них начинают преобладать сильно карбонатные песчанистые глины и алевриты. В южных районах отложения часто загипсованы, появляются мелководно-озерные фации, но красноцветность сохраняется повсеместно. В разрезах свиты шанд-гол в пределах Долины Озер, где ее мощность составляет 80-100 м, встречаются прослои базальтов. Поверхность покровов базальтов сильно выветрелая. Имеется ряд абсолютных датировок (по K-Ar). Базальты из нижней части свиты имеют по одним определениям 31 ± 0,2 млн лет [Mellet, 1968], по другим — 32 ± 2 млн лет [Девяткин, 1981].


В последние годы из базальтов свиты шанд-гол получено более 30 абсолютных датировок. Они формируют два геохронологических уровня нижнего олигоцена (32 и 28 млн лет) и являются опорными для расчленения олигоцена. Биостратиграфические уровни, переслаивающиеся с базальтовыми горизонтами, позволяют выделить фаунистические зоны, сопоставляемые с китайской и европейской стратиграфическими схемами. Свиты бэгэр и шанд-гол рассматриваются сейчас Е.В. Девяткиным (устное сообщение) как лито-лого-стратиграфические аналоги в пределах нижнего-верхнего олигоцена.


Во впадинах Предалтайского прогиба, где средне-верхнеолигоценовые отложения выделяются в свиту бэгэр, они имеют мощность 60-80 м, в восточной ее части в их разрезе встречаются прослои базальтов. В Котловине Больших Озер мощность свиты бэгэр составляет 50-60 м, а в Заалтайской Гоби — 20-30 м. Озерные фации встречаются в основном только в пределах Предал-тайского прогиба [Девяткин, 1981].


Неогеновые отложения широко распространены во всех примыкающих к Алтаю крупных впадинах Западной Монголии: Предалтайских, Котловине Больших Озер и Долине Озер. В крупных впадинах неоген представлен озерноаллювиальными песчано-глинистыми осадками с прослоями мергелей и известняков, в горных сооружениях — пролювиально-аллювиальными галечниками и грубыми песками. В окраске миоценовых отложений преобладают зеленоватые тона, а плиоценовых — буровато-серые и бурые. Общая мощность отложений достигает 200-300 м. Отложения неогена достаточно хорошо изучены [Девяткин, Лискун, 1967; Девяткин, 1970, 1981; Девяткин, Жегалло, 1974; Бадамга-рав и др., 1975].


В Долине Озер осадки нижнего-среднего миоцена были выделены в свиту лоо, представленную зелеными глинами и песками мощностью 25-30 м [Berkey, Morris, 1927]. Они повсеместно залегают с размывом на красноцветных глинах олигоцена. С приближением к краю прогиба в разрезе увеличивается количество песчано-галечного материала, и отложения имеют преимущественно аллювиальный генезис. В центральных частях впадины буровыми скважинами вскрываются озерные осадки раннего-среднего миоцена, представленные зелеными глинами и алевритами с подчиненным значением прослоев песков и гравийников и редкими прослоями голубовато-серых мергелей и известняков.


Мощность отложений свиты здесь увеличивается до 80-100 м, и они связаны постепенным переходом с залегающими выше породами плиоцена [Девяткин, 1981]. В разрезе миоценовых отложений Долины Озер имеется покров базальтов, перекрывающих разрез миоценовых отложений. Для него были сделаны две датировки — 17 ± 2 млн лет [Габуния и др., 1975] и 18,9 ± 0,8 млн лет [Девяткин, Смелов, 1979].


Во впадинах Предалтайского прогиба и в Котловине Больших Озер миоценовые отложения выделены в свиту ошин (N1-2) [Девяткин, Лискун, 1967; Девяткин, 1970]. При более поздних палеонтологических исследованиях она была разделена на две подсвиты, отличающиеся по возрасту [Девяткин, Жегал-ло, 1974].


Нижняя подсвита свиты ошин сопоставляется со свитой лоо (или ее верхами) [Девяткин, 1981]. Ее отложения широко развиты в зоне Предалтайско-го прогиба, где с несогласием залегают на олигоценовых, юрских и палеозойских образованиях. В прибортовой части прогиба в основании разреза подсвиты залегает пачка грубых песчаников. Основную часть разреза слагают пески светло-серого и желтоватого цвета с прослоями и линзами зеленовато-серых и светло-бурых глин. Венчает разрез пачка светло-серых и беловатых гравелистых косослоистых песков. Мощность отложений в прибортовых частях впадин 50-60 м. В осевой части Предалтайского прогиба отложения миоцена вскрыты скважинами. Здесь они представлены исключительно озерными фациями — зеленоцветными глинами, мергелями, алевритами с прослоями известняков. Для этого типа разреза характерно наличие прослоев обогащенных органическим веществом, окрашивающим их в черные тона. Общая мощность миоценовых отложений составляет здесь 100-150 м.


Верхняя подсвита свиты ошин обнажается во многих местах в Котловине Больших Озер. Она представлена желтыми косослоистыми песками с прослоями зеленовато-серых мергелистых глин. Встречаются прослои песчаников, гравелитов, мелкогалечных конгломератов. В верхней части присутствуют почвенные горизонты. Буровые данные показывают замещение в прибортовых частях впадин озерных фаций субаэральными, представленными красноцветными глинами с прослоями песков, щебней, галечников. Аналогичные фаци-альные замещения характерны и для вышележащей плиоценовой толщи, поэтому расчленение субаэральной части разреза, особенно по буровым данным, связано со значительными затруднениями [Девяткин, 1981]. Общая мощность кайнозойских осадков в Котловине Больших Озер составляет от 500 до 900 м. Значительная часть этой мощности образована миоценовыми осадками.


Стратиграфия миоценовых отложений южного склона Гобийского и Монгольского Алтая разработана слабо из-за субаэрального типа осадков и недостаточного количества палеонтологического материала. В отдельных впадинах Заалтайской Гоби встречаются несогласно залегающие на красноцветных олигоценовых отложениях предположительно миоценовые отложения мощностью около 50 м. Они представлены базальным горизонтом гравийников и желтовато-бурыми песчанистыми глинами с прослоями и линзами щебнистых песков, роль которых возрастает вверх по разрезу. В верхних частях глинистых прослоев развиты ископаемые почвенные горизонты. В Барун-Хурайской впадине отложения свиты ошин представлены толщей светло-желтых песков и мелких гравийников с прослоями бурых и зеленоватых глин и алевритов общей мощностью 100-120 м. Отдельные разрезы миоценовых осадков встречаются по всему южному склону Алтая и характеризуются преобладанием аллювиально-пролювиальных фаций и мощностью 25-30 м. Они представлены гравийно-галечными и песчаными отложениями, залегающими с размывом на красноцветах олигоцена.


Плиоценовые отложения широко распространены в системе впадин вдоль северо-восточной границы Монгольского и Гобийского Алтая и фрагментарно — в гобийских районах вдоль его южной границы. Две основные фациаль-ные разновидности плиоцена выделены в качестве отдельных свит. В периферических частях впадин и в горных районах они представлены субаэральными буроцветными пролювиально-аллювиальными песчано-галечными осадками, выделяемыми в свиту алтан-тэли (N22-3). К центральным частям впадин субаэральные отложения замещаются субаквальными — озерными и озерноаллювиальными — зеленоватыми глинами, песками, гравийниками, мергелями. Они выделены в свиту хиргис-нур (N22-3).


Мощность отложений свиты алтан-тэли сильно изменчива и составляет от 30-40 до 100-150 м. Отложения свиты хиргис-нур достигают мощности 150— 200 м [Девяткин, 1970, 1981]. Плиоценовые отложения повсеместно залегают с размывом на миоценовых отложениях свиты ошин. Озерный тип разреза распадается на две пачки. Пачка А соответствует трансгрессивной фазе осад-конакопления во впадинах, в ее строении существенную роль играют аллювиальные косослоистые пески, галечники и гравийники. Пачка Б отвечает максимуму плиоценовой озерной трансгрессии и сложена преимущественно глинами с прослоями мергелей.


Сформированные в период с позднего плиоцена по ранний плейстоцен в терминах международной стратиграфической шкалы, рекомендованной МГК, или эоплейстоценовые в понимании Е. В. Девяткина и других геологов ГИН РАН, отложения выделены в свиту туингол (N32 -Q1) [Девяткин, 1970]. Они с размывом залегают на песчано-глинистых породах свит алтан-тэли и хиргис-нур нижнего-среднего плиоцена и несогласно перекрываются среднеплейстоценовыми (раннеплейстоценовыми по [Девяткин, 1970, 1981]) грубыми галечниками свиты гошу (Q31). Отложения свиты туин-гол сформированы в условиях расчлененного рельефа и распространены повсеместно не только в краевых впадинах, но и в пределах речных долин Алтая.


Выделяются два основных генетических типа отложений. Аллювиальные образуют высокие цокольные террасы, особенно типичные для мест выхода долин из гор во впадины. Осадочный чехол этих террас сложен буроцветными крупными галечниками с линзами и прослоями валунников и песков. Пролю-виальные отложения образуют второй тип. Они представлены буроцветными песчано-глинистыми и щебнисто-мелкогалечными образованиями, слагающими предгорные шлейфы и конусы выноса. В них часто встречаются горизонты и линзы плотно сцементированных конгломератов и песчаников («верхнегобийские» конгломераты). Мощность свиты достаточно невелика и составляет обычно от 3-5 м вдали от гор до 25-30 м.


Средне-верхнеплейстоценовые (плейстоценовые по [Девяткин, 1970]) отложения Монгольского и Гобийского Алтая формировались в отличие от более древних не только в условиях расчлененного рельефа, но и на фоне резких климатических колебаний. В пределах Западной Монголии выделяются три типа средне-верхнеплейстоценового осадконакопления: области ледникового седиментогенеза (высокие хребты Монгольского Алтая), области пролю-виального осадконакопления (средне- и низкогорные хребты Монгольского Алтая и Гобийский Алтай) и области формирования озерно-аллювиальных осадков (Предалтайский прогиб, Долина Озер и Котловина Больших Озер).


Древнее оледенение Монгольского Алтая развивалось по типу долинного и карового, лишь местами существовали небольшие ледники подножий. Многие горные сооружения, по-видимому, испытали «пассивное» оледенение в виде фирновых полей и маломощных ледовых покровов на плоских вершинах, не нашедшее непосредственного отражения в формах рельефа и осадках (выражена лишь водно-ледниковая фация осадков). Вопрос о количестве оледенений Монгольского Алтая решается неоднозначно. Основным критерием разделения морен по возрасту является разный характер их микрорельефа, на что указывали исследователи еще в начале века [Сапожников, 1911]. По этим критериям во впадине Хара-Борэг (Верхнекобдинской) и в восточных предгорьях хр. Чихачева выделены две разновозрастные генерации морен [Девяткин, Мурзаева, 1979].


Области пролювиального осадконакопления широко развиты в Гобийском и Монгольском Алтае. В предгорных районах пролювиальные отложения образуют у подножий тектоногенных склонов системы разновозрастных конусов выноса, вложенных друг в друга. От наиболее древних конусов сохранились только краевые части, занимающие наиболее высокое гипсометрическое положение, сложенные нижне-среднеплиоценовыми отложениями свиты алтан-тэли. В них вложены конусы, образованные пролювиальными осадками свиты туин-гол. Пролювиальные отложения среднего и верхнего плейстоцена, образующие наиболее молодую возрастную генерацию вложенных конусов, отличаются резко повышенной грубостью слагающего их материала. Основание разреза каждого конуса сложено косослоистыми пачками грубых валунников среднеокатанных с глинистым цементом. В них встречаются линзы мелких галечников и гравия, подчеркивающие общую наклонную слоистость толщи. Мощность нижней пачки достигает 20-30 м.


Отмечается прямая приуроченность особо грубого пролювия к подножиям горных сооружений, испытавших древнее оледенение. Здесь в базальных слоях нередки глыбы размером до 1,5-3,0 м. Для такого типа пролювия, включающего также и аллювиальные, флювиогляциальные и селевые образования, был предложен термин «плювиальный пролювий» [Девяткин, 1970]. Верхняя часть разреза сложена менее грубыми осадками меньшей окатанности, падает содержание глины в цементе, увеличивается его карбонатность. Отдельные прослои плотно сцементированы («верхнегобийские конгломераты»). Песчано-алевритовый материал встречается в тонких прослоях. Мощность верхней пачки составляет 10-20 м. По своему литологическому составу она близка к голоценовому пролювию предгорий. Повышенная карбонатность, а на южных склонах Монгольского и Гобийского Алтая и гипсоносность цементирующего мелкозема говорят о достаточно сухих и теплых условиях седиментации этого типа пролювия, для которого предложено название «аридный» [Девяткин, 1970].


Таким образом, стратиграфическое расчленение пролювиальных отложений предгорий основано на выделении в них климатогенных циклов. Другой вариант осадконакопления характерен для окраин впадин. Здесь происходит захоронение древних осадков. По данным бурения, во впадинах Предалтай-ского прогиба общая мощность средне-верхнеплейстоценового сероцветного пролювия, залегающего на буроцветном пролювии свиты туин-гол, достигает 100-150 м. В пределах толщи прослеживается три-четыре грубообломочных горизонта мощностью до 20-30 м. Эти горизонты рассматриваются как продолжения во впадины «плювиального пролювия», формирование которого связано с процессами оледенения горных районов [Девяткин, 1981].


На территории замкнутых бессточных впадин Предалтайского прогиба, Котловины Больших Озер и Долины Озер в плейстоцене в связи с резкими климатическими колебаниями неоднократно формировались крупные озерные бассейны. Результаты исследования озерных форм рельефа и отложений в пределах Котловины Больших Озер установили не менее пяти значительных трансгрессий на протяжении среднего и верхнего плейстоцена, максимальная из которых приходится на средний плейстоцен (рис. 26) [Девяткин, 1981]. Следует отметить большую сложность корреляции разрезов разных обстановок четвертичного осадконакопления. Как правило, эти сопоставления носят предположительный характер и нуждаются в дополнительном подтверждении абсолютными датировками и прослеживанием переходов между разными фаци-альными типами отложений.


Судя по отсутствию на большей части территории Западной Монголии позднемезозойских грубообломочных отложений, к этому времени здесь уже были уничтожены горные сооружения раннемезозойской эпохи орогенеза.



Тектоническая активизация конца раннего мела, приведшая к исчезновению бассейнов седиментации территории, носила ограниченный характер и за ней последовала позднемеловая-раннепалеогеновая эпоха тектонического покоя. Именно в это время здесь могла быть сформирована региональная поверхность выравнивания, многочисленные фрагменты которой до настоящего времени сохранились на вершинах и склонах Алтая и Хангая и под кайнозойскими осадками во впадинах.


Большинство исследователей Монгольского Алтая полагают, что горный рельеф в его пределах сформировался в основном на протяжении позднего кайнозоя [Девяткин, 1974, 1975; Девяткин, Шувалов, 1990]. Некоторые отмечают, что до этого в пределах рассматриваемой территории существовал платформенный режим, принимая за остатки платформенного чехла меловые и па-


леогеновые осадки, развитые в пределах Котловины Больших Озер и Долины Озер [Девяткин, 1974, 1981], но вряд ли имеет смысл говорить о «платформенном» режиме в пределах мобильной зоны. В ряде мест в пределах Монгольского и Гобийского Алтая слаборасчлененный денудационный рельеф, существовавший здесь до кайнозойской эпохи орогенеза, перекрыт базальтовыми покровами позднеолигоценового и раннемиоценового возраста [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963; Кожевников и др., 1970; Девяткин, 1981].


На большей части Монгольского Алтая меловые и ранне-среднепалеогеновые отложения отсутствуют [Дергунов и др., 1980; Девяткин, 1981]. Это объясняется двояко. Во-первых, они могли быть удалены в ходе денудации по мере воздымания горных сооружений. Во-вторых, возможно, что эти отложения никогда не имели повсеместного распространения. Второе объяснение представляется нам более вероятным, поскольку сложно предположить полное удаление отложений со столь большой территории с многочисленными тектоническими впадинами. Так, например, в районе Зайсанской впадины, где наблюдается вовлечение в воздымание краевой ее части, повсеместно обнаруживаются в пределах горных сооружений Алтая остаточные мульды с палеогеновыми осадками. Кроме того, второй вариант хорошо согласуется с мезозойской историей территории. На ранних этапах кайнозойской тектонической активизации рельеф Монгольского Алтая, вероятнее всего, представлял собой слабо всхолмленную денудационную равнину, окруженную остаточными бассейнами пресноводной седиментации. Раннекайнозойские осадки изначально были развиты вокруг территории будущих горных сооружений и лишь фрагментарно в ее пределах.


Территория Алтая вовлекалась в орогенные движения неодновременно. Во многих районах непосредственно на мел-палеогеновой денудационной поверхности залегают позднепалеогеновые грубообломочные континентальные отложения. Они свидетельствуют о начале кайнозойской тектонической активизации в конце палеогена. В других местах континентальная моласса залегает на мелкообломочных и глинистых отложениях раннего кайнозоя. Рубеж смены мелкообломочных отложений грубообломочными считается началом кайнозойского горообразования в пределах территории. Эта смена характера отложений приходится на границу олигоцена и миоцена [Девяткин, 1974, 1975].


Новейшее горообразование происходило по пути постепенного вовлечения территории в новейший орогенез. Осадки раннего и среднего плиоцена формировались здесь уже в условиях расчлененного рельефа. На удалении от Монгольского Алтая в Котловине Больших Озер и Долине Озер в это время формировались мелкозернистые озерные пресноводные осадки [Девяткин, 1981], а в непосредственной близости от горных сооружений — пролюви-альные грубообломочные отложения [Девяткин, Шувалов, 1990]. Е. В. Девяткин [1981] считает, что на начальных стадиях кайнозойского горообразования оно шло относительно медленно, и резкое ускорение воздымания произошло в позднем плиоцене-плейстоцене. Основным признаком усиления тектонической активности является резкое преобладание грубообломочных отложений, начиная с этого рубежа, как в межгорных впадинах Алтая, так и в крупных впадинах обрамления. Отмечается также появление ледниковых отложений в плейстоценовых разрезах Западной Монголии.


Поскольку формирование более грубообломочных осадков может быть связано не только с изменением тектонического режима, но и со сменой процесса осадконакопления в связи с эпохами четвертичных оледенений, высказывались сомнения в существовании плиоцен-плейстоценового этапа усиления тектонических движений в регионе [Molnar, England, 1990]. Однако не следует преувеличивать роль ледниковых процессов в формировании плейстоценовых отложений Монгольского Алтая, поскольку уже в пределах ЮгоВосточного Алтая отчетливо видно уменьшение размеров моренных образований позднеплейстоценового оледенения по мере приближения к границе с Монгольским Алтаем.


В то же время анализ структур мерзлотных деформаций грунтов фиксирует существенное (до 6 °С) снижение среднегодовых температур в период последнего оледенения [Owen et al., 1998]. Такое несоответствие связано с резким уменьшением количества атмосферных осадков в этом направлении и соответствующим повышением снеговой линии, которое проявлялось в плейстоцене так же, как и сейчас, и было связано с положением Монгольского Алтая в самом центре Азии.


4.5. Кайнозойские отложения впадин Горного Алтая


В пределах Горного Алтая расположено 18 средних и крупных впадин, содержащих кайнозойские отложения, а также множество мелких. Большинство из них выполнены только поздненеогеновыми и четвертичными осадками. В южной части Горного Алтая расположен пояс межгорных впадин, содержащих более полный разрез кайнозойских отложений, включающий верхи палеогена и весь неоген. В отличие от кайнозойских впадин, развивающихся по обрамлению горных сооружений Алтая на месте мезозойских прогибов, это преимущественно наложенные впадины на палеозойском основании. Исключением являются отчасти Джулукульская и Чуйская впадины, вдоль северных бортов которых в мелких грабенах прослеживаются позднепалеозойские и юрские осадки.


Разрез кайнозойских отложений Юго-Восточного Алтая уже достаточно подробно описан [Девяткин, 1965]. Попытки пересмотра стратиграфии этих отложений, предпринятые позднее [Богачкин, 1981], оказались несостоятельными [Зыкин, Казанский, 1995]. Хотя верхнепалеогеновые и неогеновые отложения развиты под покровом четвертичных отложений во всех впадинах этой части Горного Алтая, достаточно полно они обнажаются только в пределах Чуйской впадины (рис. 27).


Палеогеновые и неогеновые породы Алтая объединяются в три серии, отчетливо различающиеся по характеру осадконакопления. К первой относятся мел-палеогеновая кора выветривания и карачумская свита, образованная продуктами ее переотложения. Ко второй относятся озерные и аллювиально-озерные глинисто-карбонатные и угленосные отложения кошагачской и туерыкской свит. К третьей относятся буроцветные грубообломочные отложения озерно-аллювиально-пролювиального генезиса кызылгирской, бекенской и башкаусской свит, а также буроцветная кора выветривания.



Рис. 27. Сводный разрез кайнозойских отложений Юго-Восточного Алтая. Уcл. обозн. см. на рис. 21.


Мел-палеогеновая кора выветривания (K2-P3el) наиболее полно сохранилась в погребенном состоянии под кайнозойскими отложениями во впадинах Юго-Восточного Алтая. Она сформирована на относительно неровном мелкосопочном рельефе с углами наклона поверхности до 10-15° и относительными превышениями до 300 м [Девяткин, 1965; Лузгин, Русанов, 1992]. Формирование коры выветривания в условиях расчлененного рельефа отражается в латеральных неоднородностях ее строения. На возвышенностях древнего рельефа обычно залегают ее базальные горизонты, представленные рыхлыми каолинизированными, но сохранившими текстуру исходных палеозойских пород образованиями. В понижениях под неогеновыми породами залегает кора выветривания более полного профиля. Здесь поверх базального горизонта залегают белесые суглинки с конкрециями лимонита, белые каолинизированные суглинки и глины, белые глины, венчают разрез красные и малиновые глины. Максимальная мощность коры выветривания в естественном обнажении (долина р. Кызылчин) составляет 13 м [Девяткин, 1965, с. 17-18].


Мощность коры выветривания в Чуйской впадине в естественных обнажениях и по данным бурения составляет от 3 до 30 м в западной ее части и до 20 м вдоль южной ее окраины. В Курайской впадине отмечаются базальные горизонты коры выветривания мощностью 1-5 м на междуречьях Кызыл-таш-Баратал и Актру-Машей. Кора выветривания мощностью до 37 м вскрыта также под толщей кайнозойских пород в районе Акташского рудника в долине Ярлыамры на глубине 250 м [Бондаренко и др., 1968а,б]. В Сорлукольской впадине описаны отложения коры выветривания мощностью 4-6 м в древних карстовых воронках у подножия Айгулакского хребта на водоразделе Эс-конго и Чулекташ [Щукина, 1956]. В Джулукульской котловине палеогеновая кора выветривания мощностью 2-3 м известна в верховьях р. Карги [Девяткин, 1960], а также вдоль северного берега оз. Кындыктыколь и на склонах долины Мунгун-Бурень [Девяткин, 1965]. В Самахинской впадине корни коры выветривания небольшой мощности обнажаются в основании разреза коша-гачской свиты в устье р. Коксу.


Подобные образования наблюдались в небольшой впадине в верховьях р. Аккол на плато Укок [Дубинкин, 1940]. В Тархатинской впадине бурением вскрыта кора выветривания мощностью 14 м [Розенберг, 1972]. В центральной части Горного Алтая каолиновая кора выветривания не известна (возможно, не сохранилась), а по северной и юго-западной периферии горной системы распространена достаточно широко [Ерофеев, 1969; Захаров, 1972; Романцова, 1972; Барышников, 1992]. Период формирования каолиновой коры выветривания на Горном Алтае остается проблематичным. Однако определенно можно сказать, что, судя по незначительным мощностям, он не был очень продолжительным, начался после раннего мела и завершился до позднего палеогена.


Продукты переотложения коры выветривания описаны уже на ранних стадиях изучения кайнозойских отложений [Аксарин, 1938; Щукина, 1953]. Как карачумская свита (P32-3kch) они выделены позднее [Лунгерсгаузен, Раковец, 1958] и подробно описаны Е. В. Девяткиным [1965]. Отложения карачумской свиты представляют собой отчетливо слоистые песчано-глинистые и щебнистые образования делювиально-пролювиального и озерного генезиса. Толща окрашена в розовые, бурые, малиновые и красные, реже черные тона в зависимости от цвета переотлагаемых пород коры выветривания. В озерных фациях распространены лимонитизированные конкреции сидерита. Отложения свиты распространены во впадинах Юго-Восточного Алтая, где с отчетливым несогласием залегают на палеогеновой коре выветривания или на породах палеозоя.


В северо-западной части Чуйской впадины мощность свиты достигает 40 м. Здесь же отмечен постепенный переход пород свиты в вышележащие угленосные отложения. В Курайской впадине и Акташском грабене отмечаются пестроокрашенные отложения свиты мощностью 3-8 м. В Джулукуль-ской котловине известны базальные горизонты карачумской свиты в виде светлоокрашенных сильно выветрелых разнозернистых песков и галечников мощностью 1-2 м [Девяткин, 1965]. Небольшие по площади обнажения отложений свиты известны также в Сорлукольской котловине (водораздел рек Чулекташ и Эсконго), Илдыскельской котловине (Чаган-Узунский горный массив) [Богачкин, 1981]. Породы карачумской свиты вскрыты скважинами также в Тархатинской впадине [Розенберг, 1972].


Угленосные отложения во впадинах Юго-Восточного Алтая известны с середины XIX в., однако их изучение началось значительно позже [Обручев, 1915; Нехорошев, 1932; Аксарин, 1938; Щукина, 1953]. Отложения залегают с небольшим размывом или согласно на породах карачумской свиты [Щукина, 1960] и выделены в качестве кошагачской свиты (N11-2 csch) [Лунгерсгаузен, Раковец, 1958; Девяткин, 1965]. Отложения свиты развиты во всех крупных межгорных впадинах Юго-Восточного Алтая - Чуйской, Курайской, Джулукуль-ской, [Девяткин, 1965], Самахинской [Нехорошев, 1933; Шахов, 1933; Шмидт, 1964а], Тархатинской [Розенберг, 1972] и предполагаются в Бертекской впадине (найдены обломки окислившихся бурых углей в моренах [Нехорошев, 1932]).


В Чуйской впадине отложения кошагачской свиты представлены коричневато-серыми и светлыми глинами, гравелистыми песками и алевритами с прослоями бурых углей и горизонтами сидеритовых конкреций. В центральной части впадины мощность отложений составляет 200-350 м. В прибортовых частях мощность отложений снижается до 25-30 м, и они приобретают более грубый состав.


Угольные прослои приурочены к прибортовым частям впадин. Их мощность в Чуйской впадине составляет от 0,1 до 3,67 [Аксарин, 1937], а по западной периферии достигает 5-6 м [Богачкин, 1981] (Талды-Дюргунское месторождение). Вдоль северного борта впадины обнажения пород свиты протягиваются более чем на 30 км, сильно дислоцированы взбросами и смяты в вытянутые вдоль Курайского хребта складки, образованные фронтальным давлением надвигающегося хребта. Мощность отложений оценивается здесь в 200-250 м. Вдоль южного борта Чуйской впадины развиты безугольные отложения, внешне сходные с породами вышележащей туерыкской свиты. В Курайской впадине по данным бурения мощность угленосных отложений составляет 50-100 м (Акташский грабен).


Отложения кошагачской свиты встречаются также в долине Чуи между Курайской и Чуйской впадинами (в районе устья Куэхтанара), что указывает на то, что в прошлом эти впадины представляли единый бассейн седиментации. Кошагачская свита имеет более грубообломочный состав в Джулукуль-ской, Тархатинской и Самахинской впадинах, где ее мощность колеблется от 5 до 60 м [Шмидт, 1964а; Девяткин, 1965; Розенберг, 1972]. Угленосные отложения обнаружены также вблизи Самахинской впадины в верховьях Акбула-калевого притока Коксу, на абсолютной высоте 2300-2400 м. Их мощность составляет 12-14 м.


Туерыкская свита (N21-3 tr) выделялась под другим названием еще


А. В. Аксариным [1937]. Настоящее название предложено Г. Ф. Лунгерсгаузеном и О. А. Раковец [1958]. Свита представлена характерными светло-голубыми и светло-серыми карбонатными глинами с горизонтами и линзами мергелей и известняков. Ее отложения развиты только в наиболее крупных впадинах Юго-Восточного Алтая, где они согласно залегают на породах кошагачской свиты [Девяткин, 1965]. Отложения свиты прослеживаются вдоль всего северного борта Чуйской впадины, где имеют значительную мощность (100120 м) и многочисленные прослои с фауной моллюсков, остракод, рыб и отпечатками растений. Породы собраны здесь вместе с отложениями кошагачской свиты в складки и разбиты дизъюнктивами.


Другой тип разреза характерен для западной и юго-западной частей Чуйской впадины. В западной части впадины мощность отложений составляет 75-80 м. Они представлены коричневато-серыми и светло-серыми карбонатными глинами с маломощными прослоями давленых ракушечников и мергелей. Местами породы обогащены растительным детритом, встречаются остра-коды, остатки растений и рыб. В юго-западной части впадины на правом берегу Чаган-Узуна выше пос. Бельтир и в среднем течении р. Кызкынор отложения свиты имеют мощность 35-40 м и представлены чередованием светло-серых, зеленовато-серых карбонатных глин, алевролитов, прослоев песков и мелкого гравия. Прослои глин и алевритов содержат кости рыб и мелкие раковины моллюсков.


Подобные отложения наблюдаются в долине р. Тархата в месте выхода ее из гор во впадину. Здесь среди пород свиты встречены три маломощных (0,1-0,2 м) прослоя бурого рыхлого лигнита. Более крупнообломочный материал и сокращение мощности отложений в западной и юго-западной частях впадины свидетельствуют о прибрежных, относительно мелководных условиях их накопления, а также о значительном выносе терригенного материала с прилегающих возвышенностей.


Особый тип отложений туерыкской свиты развит в пределах горных сооружений к западу и юго-западу от Чуйской впадины. Так, в среднем течении руч. Теустан (южный склон Южно-Чуйского хребта, водораздел рек Аккол и Талдура, высота 2800 м) в небольшой котловине под бурыми неоген-четвертичными галечниками обнажаются пески и алевриты со слабо разложившимися древесными остатками (в песках местами косая слоистость), алевриты с прослоями темно-коричневых глин и линзами рыхлых лигнитов (по простиранию алевриты замещаются бурыми песками с гравием и галькой), глины алев-ритистые и алевриты светло-серые с прослоями глин и линзами мергелей (в сторону коренного склона замещаются косослоистыми песками с галькой и гравием). Мощность отложений 20-25 м.


В ур. Илдыскель (Чаган-Узунский массив) отложения выполняют небольшое понижение в денудационном донеогеновом рельефе, где перекрываются бурыми песчано-галечными осадками позднего неогена. Общая мощность отложений свиты 15-17 м. Они представлены серыми и голубыми алевритами и глинами, замещающимися в сторону коренного борта бурыми песками, супесями и галечниками [Богачкин, 1981]. Отмечен прослой рыхлого лигнита с хорошо сохранившимися фрагментами древесины мощностью 1,0-1,2 м.


В южной части Чуйской впадины отложения туерыкской свиты вскрыты несколькими скважинами, расположенными в районе ур. Бураты. Глубоководный тип разреза (скв. 102, севернее ур. Бураты) представлен чередованием светло-серых глин и алевритов с серыми песками. Характерно обогащение пород растительными остатками. Встречаются прослои бурых углей, галечников и гравийников. Мощность отложений около 100 м. Ниже согласно залегают породы кошагачской свиты. По мере приближения к коренному борту впадины характер разреза постепенно меняется.


Мелководный тип разреза (скв. 107, ур. Бураты) представляет собой переслаивание серых и коричневых алевритов и глин с бурыми грубыми песками и галечниками. Характерны прослои щебня и гальки, породы обогащены растительными остатками, встречаются прослои с обломками раковин моллюсков и остракод. В основании разреза залегает горизонт косослоистых галечников. Мощность отложений около 50 м. Ниже залегают породы карачумской свиты. Таким образом, в Чуйской впадине присутствуют отложения туерык-ской свиты трех генетических типов: глубоководно-озерные доломиты, мергели, известняки и алевриты (северная часть впадины), болотно-озерные, прибрежно-озерные и дельтовые песчаники и алевриты с прослоями лигнитов и бурых углей (западная и юго-западная части впадины) и озерно-аллювиальные глины и пески (южная часть впадины) [Девяткин, 1965].


В центральной части Курайской впадины вскрыты бурением глины, алевриты и мергели с прослоями бурых углей, относящихся к туерыкской свите. Мощность отложений более 170 м. В других впадинах Юго-Восточного Алтая отложения туерыкской свиты достоверно не известны, но с большой долей вероятности можно предположить их присутствие в центральных частях Джулукульской и Бертекской котловин под четвертичными ледниковыми и буроцветными неоген-четвертичными отложениями.


Стратиграфия залегающих над туерыкской свитой грубообломочных буроцветных доледниковых отложений остается наиболее дискуссионной. Е. В. Девяткин [1965] объединял их в эоплейстоценовую толщу, которую подразделял на кызылгирскую, бекенскую и башкаусскую свиты. Б. М. Богачкин [1981], ошибочно сопоставляя грубообломочные буроцветные аллювиальные фации туерыкской свиты с кызылгирской и бекенской свитами, объединял три последние в качестве фаций выделяемой им ортолыкской свиты. Более поздние исследования не подтвердили эту точку зрения [Зыкин, Казанский, 1995; Буслов и др., 1999], и мы при описании используем стратиграфическую схему Е. В. Девяткина [1965], изменив только возрастные характеристики, поскольку берем за основу международную стратиграфическую шкалу, а не шкалу В. И. Громова и др. [1961].


Залегающие с резким несогласием на туерыкских и более древних отложениях породы позднемиоценового-раннеплейстоценового возраста образуют единую серию осадков. По литологии, залеганию и дислоцированности они резко отличаются как от нижележащих озерных угленосных ранненеогеновых пород, так и от перекрывающих их средне-позднеплейстоценовых сероцветных гляциальных и флювиальных отложений. Они характеризуются значительной ожелезненностью (не проявляющейся в озерных фациях), придающей им бурые и красно-бурые тона, и выделяются как буроцветная серия [Богачкин, 1981; и др.]. Е. В. Девяткин называет их эоплейстоценовыми отложениями [1965], это и объясняет его приверженность стратиграфической схеме


В. И. Громова и др. [1961], где буроцветной серии осадков Горного Алтая соответствует самостоятельное стратиграфическое подразделение — эоплейстоцен.


Отложения буроцветной серии представлены грубообломочными отложениями — песками, галечниками и конгломератами (в относительно редких озерных фациях — глинами и известняками). Отложения буроцветной серии фациально резко изменчивы и, судя по распределению фаций, сформировались в геоморфологических условиях, близких к современным. Аллювиальные фации отмечаются в основании разрезов долин, пролювиальные — вдоль подножий горных хребтов, озерные — в межгорных впадинах. Мощность отложений серии изменяется в широких пределах (от 10-15 до 250) [Девяткин, 1965]. Отложения буроцветной серии существенно менее дислоцированы, чем нижележащие неогеновые осадки. Они залегают обычно горизонтально, разбиты разломами и собраны в пологие складки только на разломных границах горных хребтов.


Одновременно с отложением пород буроцветной серии происходило формирование железистой коры выветривания. К ней относятся маломощные (15 м) щебнистые и гравийные, сильно ожелезненные и слабо химически вывет-релые отложения, развитые обычно по палеозойским породам. Отмечаются признаки выветривания и в неогеновых озерных осадках [Девяткин, 1965]. Железистая кора выветривания (N2el) впервые выделена на Алтае Е. Н. Щукиной [1956]. В пределах Горного Алтая сильно ожелезненные щебнисто-дрес-вянистые и монтмориллонит-гидрослюдистые глинистые образования обнажены, они вскрыты скважинами не только практически во всех впадинах, но и по многим долинам рек северной части Алтая — Катуни, Коксы, Урсула, Семы, Ануя, Песчаной и др. [Богачкин, 1981]. Отмечается тесная парагенетическая связь железистой коры выветривания с отложениями буроцветной серии до-четвертичного возраста. В частности, прослежено фациальное замещение отложений коры выветривания пролювиальными отложениями буроцветной серии [Девяткин, 1965, с. 23]. Красноцветная кора выветривания описана и в Рудном Алтае, где по времени формирования она сопоставляется с павлодарской свитой (верхний миоцен-плиоцен).


Как правило, в силу недостаточного количества палеонтологического материала и малых мощностей расчленение отложений буроцветной серии не представляется возможным. Однако в пределах Чуйской впадины Е. В. Девяткин подразделяет эти отложения на три свиты: кызылгирскую, бекенскую и башкаусскую. Первые две впервые выделили Г. Ф. Лунгерсгаузен и О. А. Ра-ковец [1958], а последнюю — Е. Н. Щукина [1953].


Кызылгирская свита (N31-N12). Отложения свиты обнажаются в западной части Чуйской впадины, в нижних частях долин рек Чаган-Узун, Аккая, Кызылчин и Туерык. Часто породы свиты выполняют древние эрозионные формы, выработанные в палеозойских и неогеновых отложениях. В этом случае они представлены базальными галечниками и щебнями с прослоями песков и гравийников, с многочисленными раковинами остракод и вивипар. На них залегают серые и бурые пески с прослоями и линзами гравия, гальки и щебня. В песках встречаются многочисленные раковины пресноводной фауны (крупные вивипары и униониды), иногда образующие прослои ракушечника [Девяткин, 1965]. Местами в верхней части разреза свиты встречаются маломощные прослои грязно-серых озерных известняков. На склонах и вершинах останцов палеозойских пород отложения свиты часто представлены только покровами строматолитовых известняков мощностью от 0,5 до 3,5 м, залегающих горизонтально или слабо наклонно (до 10-15°).


По направлению к Курайскому хребту характер отложений кызылгир-ской свиты меняется, резко возрастает роль грубообломочных пород и степень ожелезнения. Они представлены грубыми щебнистыми глыбово-валунными галечниками (отдельные глыбы до 0,5 м) с прослоями ярко-бурых разнозернистых песков, обогащенных гравием и раковинами моллюсков, иногда с прослоями ракушечника. Мощность отложений достигает 20-25 м в понижениях палеорельефа и не более 3,5 м на останцах, где развиты одни стро-матолитовые покровы. Наиболее полный разрез отложений красноцветной серии расположен по левому борту долины р. Кызылчин в 3 км выше впадения в нее р. Аккая. В этом разрезе на палеогеновой коре выветривания, развитой по палеозойским породам, наблюдаются все три свиты красноцветной серии, перекрывающиеся плейстоценовыми ледниковыми отложениями.


Разрез отложений кызылгирской свиты здесь представляет собой переслаивание бурых песков, галечников и гравийников с серо-голубыми мергелистыми алевритами, с мощным базальным горизонтом конгломератов, перекрытых слоями ракушечников и строматолитовых известняков. По направлению к центральной части впадины уменьшается мощность базального горизонта, в разрезе начинают преобладать светлые мергелистые глины (очень похожие на глины туерыкской свиты) с подчиненными прослоями бурых песков, галечников, гравийников и единичными прослоями строматолитовых известняков. Общая мощность отложений около 40 м. Распределение фаций кызылгирской свиты в Чуйской впадине подчиняется следующим закономерностям: вблизи горных сооружений отлагаются буроцветные грубообломочные пролювиаль-ные отложения значительной мощности (до 30-50 м), в палеодолинах происходит их замещение светлыми песчано-глинистыми прибрежно-дельтовыми и озерными отложениями меньшей мощности (10-15 м), для которых ожелезне-ние не характерно.


Отложения буроцветной серии вскрыты скважинами в южной части Чуйской впадины. Ближе к центру впадины преобладают светло-бурые и серые песчано-алевритовые и глинистые озерные отложения мощностью до 50 м. По мере приближения к Южно-Чуйскому хребту и Сайлюгему увеличиваются мощность осадков и количество прослоев гравия и галечника. На границе с хребтами начинают преобладать аллювиальные галечники. Предполагается, что под покровом плейстоценовых отложений бекенская и кызылгирская свиты слагают междуречья палеодолин, а сами палеодолины выполнены осадками башкаусской свиты [Девяткин, 1965].


Бекенская свита (N12). Первоначально в свиту был выделен мощный пролювиальный комплекс, развитый в Чуйской впадине вдоль южного склона Курайского хребта, в котором выделялись нижняя и верхняя подсвиты [Лун-герсгаузен, Раковец, 1958, 1961б]. Е. В. Девяткин [1965] предложил оставить название за нижней песчано-гравийно-галечной подсвитой, а верхнюю сопоставил с башкаусской свитой (горизонтом) Е. Н. Щукиной [1953]. Отложения бекен-ской свиты широко распространены вдоль всего южного подножия Курайского хребта, а также в нижних его тектонических ступенях, обнажаясь в основании пролювиальных шлейфов в долинах рек Табожок, Бекен, Тыдтуерык. В них происходит закономерная смена от склонов хребта в сторону впадины про-лювиальных, пролювиально-аллювиальных и пролювиально-озерных осадков.


Отложения представлены преимущественно мелкими галечниками и гра-вийниками, переслаивающимися с грубыми песками и алевритами. Вся толща подверглась ожелезнению, придавшему ей бурую и серовато-бурую окраску. Мощность отложений вблизи хребта достигает 100-120 м. По мере удаления от Курайского хребта в отложениях бекенской свиты начинают преобладать аллювиальные и озерные фации. Их мощность сокращается до 15-20 м, и они литологически приближаются к озерным фациям кызылгирской свиты, с которыми образуют единый комплекс осадков [Девяткин,1965]. Так, в обнажении по р. Кызылчин породы бекенской свиты представляют собой переслаивающиеся серые и буроватые алевриты, пески, галечники и гравелиты. Пески насыщены раковинами моллюсков, встречаются прослои органогенных известняков.


Фациальный характер отложений бекенской свиты в южной части Чуй-ской впадины аналогичен характеру осадков северного борта. Здесь также характерно чередование в разрезе пролювиальных, аллювиальных и озерных песков и галечников с общим увеличением размерности обломочного материала снизу вверх по разрезу и по направлению к горным сооружениям. Все это свидетельствует о формировании осадков свиты на фоне продолжающегося роста и расчленения горных сооружений. Отложения свиты вскрыты шурфами и скважинами вдоль южной периферии Чуйской впадины. Расчленить их с отложениями нижележащей кызылгирской свиты не удается в силу отсутствия фауны и большого литолого-фациального сходства.


Башкаусская свита (N22 -Q1). Как пролювиальный комплекс эти отложения выделялись еще А. В. Аксариным [1937]. В качестве башкаусского горизонта они выделялись Е. Н. Щукиной [1953] в долине р. Кубадру, а верхнебе-кенской подсвиты или терекской свиты — Г. Ф. Лунгерсгаузеном и О. А. Раковец [1958, 1961б]. Выделена эта толща как башкаусская свита Е.В. Девяткиным [1965].


В Чуйской впадине протянувшиеся вдоль всего южного склона Курайско-го хребта отложения свиты представлены грубослоистыми плохо окатанными песками, галечниками и гравийниками с бурым и серовато-бурым песчано-алев-ритистым и глинистым цементом. Мощность отложений достигает здесь 250300 м. С удалением от Курайского хребта характер отложений меняется. Уже в обнажениях бугров Бигдон они становятся менее грубообломочными, более окатанными и сортированными. Мощность отложений падает до 50-60 м. Далее на юг мощность продолжает сокращаться, они выклиниваются, там сероцветные плейстоценовые осадки залегают на озерных неогеновых отложениях. Предполагается наличие маломощных озерных фаций башкаусской свиты под плейстоценовыми осадками в центральной части Чуйской впадины. В западной части впадины по долинам рек Чаган и Кызылчин обнажаются аллювиальные фации свиты, представленные бурыми плотными хорошо сцементированными и окатанными мелкими и средними галечниками, залегающими между бекенскими песчано-алевритистыми и плейстоценовыми ледниковыми отложениями. Мощность отложений башкаусской свиты здесь составляет 10-60 м.


Аллювиально-пролювиальные буроцветные выветрелые отложения мощностью до 15 м обнажаются по правому борту р. Тархата в месте выхода ее во впадину в 90 м над урезом воды. Во внеледниковых долинах восточного и юго-восточного обрамления Чуйской впадины бурые выветрелые аллювиальные галечники мощностью до 10 м встречаются на поверхностях высоких (50 м) террас (Уландрык, район устья рек Шибеты, Барбургазы и р. Кольдуек). В долинах рек Кольдуек и Бугузун развиты также аллювиально-пролювиаль-ные ярко-бурые, ожелезненные галечно-щебнистые отложения. В долине Чуи в районе устья руч. Куэхтанар под моренными и водно-ледниковыми осадками обнажаются бурые аллювиально-пролювиальные гравийно-галечные отложения башкаусской свиты, залегающие на угленосных осадках кошагачской свиты.


В Курайской впадине пролювиальные отложения башкаусской свиты мощностью 25-30 м обнажаются вдоль всего южного подножия Курайского хребта (долины рек Кызылташ, Курай, Арталук, Таджилу). Подобные отложения мощностью до 40-45 м вскрыты бурением в Акташском грабене, где они залегают под надвинутыми породами палеозоя на озерных отложениях неогена [Бондаренко и др., 1968а,б]. Судя по находкам выветрелых ожелезненных галек в долинах рек Тюте, Актру и Корумду, отложения башкаусской свиты развиты по северному подножию Северо-Чуйского хребта под ледниковыми и водно-ледниковыми плейстоценовыми отложениями. Отложения башкаусской свиты мощностью 60-70 м вскрыты несколькими скважинами на брошенном участке долины Чуи между раскрытием в нее долин Менки и Баратала. Здесь под ледниковыми и водно-ледниковыми отложениями в осевой части палеодолины залегают буроцветные аллювиальные песчано-галечные отложения, сменяющиеся к бортам щебнисто-глыбовыми пролювиальными фациями [Девяткин, 1965].


В Джулукульской впадине отмечены пролювиальные, аллювиальные и аллювиально-озерные фации башкаусской свиты [Ефимцев, 1958, 1961; Девяткин, 1965]. Пролювиальная толща мощностью от 1 до 50 м протягивается вдоль подножий Шапшальского хребта (долина р. Каргы) и хр. Чихачева (долина р. Тылгаюк). Буроцветные пролювиальные отложения часто перекрыты мореной и залегают на неогеновых и палеозойских породах. В южной (внеледни-ковой) части Джулукульской котловины и по долине р. Монгун-Бурень буроцветные отложения распространены достаточно широко. В основании предгорных шлейфов обнажаются пролювиальные фации мощностью до 3540 м, а в самой долине под водно-ледниковыми осадками отмечаются аллюви-ально-пролювиальные, мощность их 15-17 м. В небольшой тектоногенной котловине (ур. Бельдырколь) под водно-ледниковыми отложениями залегают озерно-аллювиальные фации башкаусской свиты, представленные желтыми горизонтально-слоистыми песками, бурыми мелкими галечниками, бурыми алевритами и глинами общей мощностью до 10 м.


В Самахинской впадине и в долинах Джазатора и Аргута буроцветные отложения башкаусской свиты также распространены под покровом ледниковых. Бурые выветрелые аллювиальные горизонтально-слоистые галечники мощностью 3-5 м залегают на дислоцированных породах кошагачской свиты в районе устья р. Коксу. По правому борту р. Самаха в восточной части Са-махинской впадины буроцветные аллювиально-пролювиальные косослоистые щебнистые галечники с прослоями алевритов и глин и пятнами ожелезнения достигают мощности 6-8 м. Буроцветный пролювий развит также на восточном склоне Катунского хребта к западу от Самахинской впадины. На неогеновых отложениях там залегает буроцветная гравийно-галечная толща мощностью до 30 м [Шмидт, 1964а]. Буроцветные аллювиально-пролювиальные отложения предполагаются также в долинах Джазатора и Аргута под покровом ледниковых и пролювиальных четвертичных осадков [Девяткин, 1965].


В Сорлукольской (Улаганской) впадине буроцветные валунно-галечные отложения первоначально описаны как ледниковая толща [Щукина, 1953; Алявдин и др., 1960]. Позднее установлен аллювиально-пролювиальный генезис этих отложений [Ефимцев, 1961а,б]. Буроцветные осадки развиты в широком тектоническом понижении, приуроченном к северной тектонической границе Ку-бадринского горного массива (Курайский хребет). Осевая часть понижения представляет собой грабен шириной 1,5-2,0 км, протягивающийся от устья р. Кубадру вдоль долины Сарыачек. Отложения башкаусской свиты перекрыты ледниковыми отложениями плейстоцена и обнажаются в нижних частях долин рек Кубадру и Кыстыштубек. Мощность их составляет от 15 до 85 м и выше. Залегают они непосредственно на породах палеозоя и представлены галечниками с мелкими валунами. Слоистость отложений горизонтальная, подчеркнутая чередованием темно-бурых и светло-бурых слоев. Встречаются линзы более грубых косослоистых отложений и редкие тонкие прослои алевритов и глин. Гальки и валуны часто сильно выветрелые, встречается много треснувшей гальки [Девяткин, 1965].


Буроцветные отложения широко распространены в центральной и северной частях Горного Алтая. Они преимущественно развиты в переуглуб-ленных участках долин и в основании разрезов впадин. В Уймонской впадине они имеют две фациальные разновидности. По северо-западной окраине впадины (у сел Баштала и Кастаха) обнажаются плотные делювиальные красно-бурые щебнистые глины мощностью 2-5 м, залегающие на красноцветной коре выветривания, развитой по метаморфическим породам теректинской свиты. Подобные им отложения мощностью более чем 65 м вскрыты скважинами под висячим крылом надвига, сложенного метаморфическими породами Теректинского хребта в северной части впадины (у с. Маргала). В юго-западной части впадины развиты аллювиальные буроцветные осадки, обнажающиеся в цоколях террас р. Катунь. Они представлены буровато-серыми хорошо окатанными валунными галечниками с прослоями зеленовато-серых мелкозернистых песков. Валуны и гальки подверглись ожелезнению и сильному выветриванию [Богачкин, 1981].


В северных предгорьях Алтая буроцветные отложения представлены делювиальными, пролювиальными и аллювиальными фациями и обычно залегают на красноцветной коре выветривания. Красно-бурые щебнистые глины мощностью до 20 м установлены бурением в Канской впадине, верховьях рек Песчаной (с. Барагаш) и Урсула. У восточного борта Абайской котловины под четвертичными суглинками скважиной вскрыты буроцветные щебнистые глины мощностью до 28 м [Богачкин, 1981]. Аллювиальные буроцветные отложения обнажаются в долине р. Сема (с. Черга) [Лунгерсгаузен, Раковец, 1961б], в цоколях террас Катуни (пос. Аскат) [Ефимцев, 1964]. Буроцветные аллювиальные отложения известны в долине Коксы (села Красноярка и Тюгурюк), в долине р. Баштан (северо-восточная окраина Урсульской котловины), в среднем течении рек Урсул и Малый Ильгумень [Богачкин, 1981].


Среднеплейстоценовые, позднеплейстоценовые и голоценовые отложения Горного Алтая литологически отчетливо отличаются от подстилающих их красновато-коричневых и буроцветных плиоцен-раннеплейстоценовых отложений. В них практически отсутствуют следы выветривания и ожелезне-ния пород. Они имеют преимущественно серую окраску, и их формирование как в ледниковых, так и во внеледниковых районах Алтая теснейшим образом связано с процессами оледенения. Стратиграфическое расчленение средне-позднеплейстоценовой толщи осадков основано на ледниковой стратиграфии с использованием геоморфологического и литолого-фациального метода.


Следует отметить большое литологическое сходство разновозрастных горизонтов, имеющих сходный фациальный состав, и различие одновозрастных отложений разной фациальной принадлежности. Это приводит к расхождениям во взглядах авторов на строение конкретных разрезов. Особенно это проявляется по отношению к допозднеплейстоценовым ледниковым толщам, поскольку для их расчленения не применим морфостратиграфический метод (они редко залегают на поверхности, а если залегают, то в сильно размытом состоянии, без характерного микрорельефа поверхности). Абсолютные датировки средне-верхнечетвертичных отложений проводились термолюминесцентным [Разрез..., 1978; и др.] и радиоуглеродным [Бутвиловский, 1993; и др.] методами. Последним, при высокой точности, можно датировать только позднеплейстоценовые и голоценовые отложения, а корректность термолюминесцентных датировок кайнозойских отложений Горного Алтая пока остается под большим вопросом.


В разное время исследователи предлагали различные интерпретации ледниковой стратиграфии Горного Алтая (см. гл. 2, рис. 8). Наиболее полно подтверждены геологическими данными представления Е. В. Девяткина [1965]. В большинстве опорных разрезов плейстоценовых отложений ледниковой зоны Горного Алтая встречается один моренный горизонт, и только в наиболее полных разрезах отмечаются два горизонта ледниковых отложений. Е. В. Девяткин относит нижний моренный горизонт к среднему (нижнему, по его терминологии) плейстоцену и называет это оледенение максимальным. Верхний моренный горизонт он считает позднеплейстоценовым и выделяет в его пределах первое и второе постмаксимальные оледенения. В последние годы появились многочисленные радиоуглеродные датировки верхнего моренного горизонта и сопряженных с ним отложений, позволяющие не только считать пост-максимальные оледенения Е.В. Девяткина фазами одного оледенения, но и часть моренных толщ отнести к позднему плейстоцену, а не к среднему, как раньше [Бутвиловский и др., 1991; Бутвиловский, 1993].


В отношении пространственного распространения плейстоценовых оледенений также нет ясности, поскольку В. В. Бутвиловский [1993] реконструирует позднеплейстоценовое оледенение примерно в границах максимального оледенения Е. В. Девяткина [1965]. При описании плейстоценовых отложений мы условно называем нижний моренный горизонт среднеплейстоценовым, а верхний — позднеплейстоценовым. Очевидно, что ледниковая история региона не ограничивается двумя событиями, однако следы большинства из них либо не сохранились, либо пока не выявлены. Наиболее информативны для реконструкции истории климатических изменений плейстоцена осадки внеледнико-вой зоны. В. В. Бутвиловский [1993, с. 9] приводит данные о плейстоценовых и голоценовых осадках центральной части Чуйской впадины, никогда не занятых ледниками. Здесь скв. 5576 вскрыта толща сероцветных осадков, залегающих на карбонатных глинах туерыкской свиты. Разрез толщи образуют пять пачек озерных илов и глин мощностью от 7 до 15 м, перемежающихся шестью пачками аллювиально-пролювиальных галечников, мощностью от 7 до 20 м.


Следовательно, в центральной части Чуйской впадины на протяжении плейстоцена не менее пяти раз происходила смена обстановки осадконакопле-ния, по всей видимости, синхронная похолоданию и увеличению количества осадков в пределах ее горного обрамления, однако все ли эти климатические колебания приводили к оледенениям — неясно. А быстрый рост горных сооружений Алтая в плейстоцене привел к тому, что молодые оледенения, происходившие с меньшей депрессией снеговой линии, в условиях высоких гор занимали сходные площади с более древними оледенениями, формировавшимися при большей депрессии снеговой линии.


Доледниковые среднеплейстоценовые отложения (Q12lm-al) известны в единичных разрезах Горного Алтая, в частности, в приустьевых частях рек Тискуль и Оныш (притоки Башкауса). Они залегают на породах палеозоя, представлены серыми пылеватыми песками и алевритами с линзами и прослоями гравия и гальки и имеют мощность 8-10 м [Раковец, Шмидт, 1963].


В последние годы в связи с изучением археологических памятников в северных предгорьях Алтая описаны маломощные озерные и аллювиальные отложения раннего и среднего плейстоцена этой территории [Деревянко и др., 1992, 1993].


Ледниковый горизонт среднего плейстоцена (Q22gl) представлен моренами, водно-ледниковыми и озерно-ледниковыми отложениями. Во вне-ледниковой зоне ему соответствуют части пролювиальных конусов выноса, высоких аллювиальных [Девяткин, 1965] и катафлювиальных террас [Бутви-ловский, 1993; Парначев, 1999]. Их опорные разрезы расположены в бассейнах рек Чулышман, Башкаус, Джазатор, Аргут и Чуя. Среднеплейстоценовые ледниковые отложения прослеживаются от самых верховий р. Чулышман [Ка-лецкая, 1938; Щукина, 1953]. На выходе долины из Джулукульской котловины в глубоком эрозионном врезе под отложениями позднего плейстоцена обнажается морена среднего плейстоцена, залегающая на породах палеозоя. Ее отложения прослеживаются от устья р. Узуноюк до устья р. Садеуртем на протяжении более чем 20 км. Среднеплейстоценовая морена представлена серовато-бурыми супесчано-гравийными валунниками мощностью от 11 до 18 м. В бассейне р. Башкаус среднеплейстоценовые ледниковые отложения, представленные грубыми валунниками с суглинками и супесями в цементе, обнажаются в эрозионных рытвинах под позднеплейстоценовыми осадками. В наиболее полных разрезах по долинам рек Кубадру и Кысхыштубек они залегают с размывом на отложениях башкаусской свиты, а в долинах рек Тискуль и Оныш — на среднеплейстоценовых озерно-аллювиальных осадках [Девяткин, 1965].


В бассейнах рек Джазатор и Аргут ледниковые отложения среднего плейстоцена известны в двух местах [Шахов, 1933; Дубинкин, 1940; Титова, 1957б]. По правому борту долины р. Джазатор, в 5 км выше пос. Беляши, под верхнеплейстоценовой мореной залегает сложно построенная толща ледниковых и водно-ледниковых валунных галечников и валунников. Отложения светло-бурого цвета имеют мощность 12-14 м. Они подстилаются доледниковыми песками и галечниками мощностью более 10 м. Ниже по течению р. Джазатор в пределах Самахинской впадины среднеплейстоценовые ледниковые отложения залегают на поверхности эрозионной террасы, сложенной угленосными отложениями кошагачской свиты. Мощность отложений 10-12 м. Они представлены валунными суглинками с сильно выветрелыми валунами (до 1,52,5 м). Нижняя часть толщи существенно песчано-галечная.


В бассейне р. Чуя среднеплейстоценовые моренные отложения известны в юго-западной части Чуйской впадины. В обнажении по р. Чаган они залегают на бурых галечниках башкаусской свиты под верхнеплейстоценовой мореной. В верхней части разреза отложения представлены галечно-гравийной пачкой с прослоями серых слюдистых песков и ленточных алевритов. Ниже залегают грубослоистые водно-ледниковые валунные галечники с прослоями и линзами песков. В основании отмечается крупная линза (мощностью 45 м) светло-серых ленточных глин и алевритов. Общая мощность отложений составляет 65-70 м. Ниже четкого внешнего края позднеплейстоценовых моренных полей по правобережью Чаган-Узуна до его устья прослеживаются валунные галечники предположительно среднего плейстоцена.


Подобные отложения отмечены далее на восток, между моренными полями Чаган-Узуна и Ирбисту. Во внеледниковой зоне по северной и восточной периферии Чуйской впадины широко развиты пролювиальные шлейфы среднеплейстоценового возраста значительной мощности, отличающиеся от более молодых пролювиальных образований выработанными в них многочисленными абразионными террасами Курайско-Чуйского позднеплейстоценового палеоозера. Мощность среднеплейстоценового пролювия составляет до 50 м вблизи горных сооружений и быстро уменьшается в сторону впадины. Высокие аллю-виально-пролювиальные террасы между Чуйской и Курайской впадинами, сохранившиеся в устьевых частях правых притоков р. Чуя (Сукпанды, Сырой Тыд-тугем, Сухой Тыдтугем), Е.В. Девяткин относит к среднему плейстоцену [1965].


В Курайской впадине среднеплейстоценовые пролювиальные и флювио-гляциальные шлейфы сохранились в северной части (междуречье Артулука, Таджилу и Курая) и вдоль южной границы (междуречье Ардыжана и Балтар-гана). Ниже пос. Чибит в долинах Чуи и Катуни развит комплекс высоких террас, которые по последним данным являются следствием крупных паводков при спуске палеоозер Курайско-Чуйской системы в среднем и позднем плейстоцене [Бутвиловский, 1993]. Насчитывается не менее семи паводковых событий [Новиков, Парначев, 2000]. В высоких террасах и в мелких впадинах внеледниковой зоны северо-западной периферии Алтая, вероятно, присутствуют среднеплейстоценовые аллювиально-пролювиальные отложения, однако их сложно отличить от литологически сходных позднеплейстоценовых. При выходе за пределы горных сооружений среднеплейстоценовые осадки погружаются ниже дневной поверхности. Возможный их аналог в Бийско-Барнаульской впадине — монастырская свита [Богачкин, 1981].


Ледниковый горизонт верхнего плейстоцена (Q3gl). Позднеплейстоценовые отложения ледниковой зоны и соответствующие им осадки вне-ледниковых областей широко развиты по всей территории Алтая, покрывая днища и склоны долин и тектоногенных впадин. По морфостратиграфическим критериям исследователи выделяют в позднем плейстоцене или два самостоятельных оледенения [Девяткин, 1965; и др.], или две стадии одного оледенения [Окишев, 1980; и др.]. Радиоуглеродные датировки, полученные в последнее время, показывают, что нет оснований выделять более одного оледенения — позднеплейстоценового. Возраст осадков, перекрывающих ледниковые отложения, удаленные от современных ледников, нигде не превышает 1012 тыс. лет, для подстилающих флювиогляциальных отложений получены датировки 30-42 тыс. лет [Бутвиловский, 1993]. Возраст включенных в морены последнего оледенения обломков древесины позволяет определить время его начала позже 25-27 тыс. лет [Ревушкин, 1979].


Позднеплейстоценовое оледенение занимало большую часть территории Горного Алтая и зависело от климатических условий, абсолютных высот и расчлененности рельефа. Количество осадков тогда, как и теперь, не только увеличивалось с высотой, но и значительно уменьшалось с северо-запада на юго-восток, что обусловило повышение высоты днищ каров в этом направлении с 1600-1800 до 2700-2900 м [Ивановский, 1981]. Наиболее полную характеристику распространения позднеплейстоценовых ледников и связанных с ними осадков в зависимости от геоморфологических условий дает Е. В. Девяткин [1965].


Отложения горно-долинного оледенения. В наиболее высоких и расчлененных хребтах (Шапшальский, Чулышманский, Курайский, Чихачева, Се-веро-Чуйский, Южно-Чуйский, Катунский, Южный Алтай) оледенение носило горно-долинный характер. Ледники быстро двигались по долинам и оставили маломощные донные морены (до 10-15 м). По бортам трогов местами наблюдаются валы (один и более) боковой морены, обогащенной коллювиаль-ным материалом (мощность до 25-30 м). Флювиогляциальные отложения развиты слабо.


Отложения покровного оледенения. В областях слабо расчлененного возвышенного рельефа Чулышманского и Башкаусского плоскогорий, частично плато Укок оледенение носило покровный характер. Мощность льда и его экзарационное воздействие были неодинаковы, а распределение ледниковых осадков очень неравномерно. Морены приурочены к денудационным понижениям и речным долинам. Отложения могут достигать здесь 35-50 м и выклиниваться на возвышенностях. Морены часто перекрыты водно- и озерноледниковыми осадками мощностью до 10-12 м. Низкие водоразделы покрыты прерывистым чехлом донной морены (до 10 м). Возвышенные части водоразделов часто лишены моренных отложений. Судя по широкому развитию крупноглыбового элювия, они не покрывались движущимся льдом и в их пределах были развиты только фирновые шапки. Во многих частях Сайлюгемского плоскогорья вообще отсутствуют следы оледенения в виде экзарационного рельефа и морен. Пассивное оледенение типа фирновых покровов этой территории можно лишь предположить, исходя из развития флювиогляциальных галечников и шлейфов в долинах.


Отложения ледоемов. В высокогорных впадинах Юго-Восточного Алтая (Сорлукольская, Улаганская, Тархатинская, Бертекская и Джулукульская) при последнем оледенении сформировались ледоемы. На ранних стадиях развития они наполнялись льдом за счет выдвижения ледников из горного обрамления, а на определенном этапе, когда поверхность ледовых масс оказывалась выше снеговой линии, переходили к саморазвитию. Днища таких ледоемов обычно покрыты донными и основными моренами, местами развиты друмлины [Бутвиловский, 1993], на границах расположены крупные боковые морены (до 50-70 м). Для некоторых ледоемов типичен комплекс лимногляциальных и флювиогляциальных форм. Так, в Джулукульской впадине развиты озы, камы и камовые террасы, мощность отложений которых достигает 60-75 м [Девяткин, 1965].


Отложения ледников подножий. Благодаря наличию системы межгор-ных впадин в пределах Юго-Восточного Алтая создались уникальные условия для аккумуляции и сохранения ледниковых отложений. Выходя из гор во впадины, ледники распластывались по поверхности, часто сливаясь с соседними, и отлагали мощные моренные толщи. Отложения ледников подножий формировались к северу от горных массивов Монгун-Тайга, Южно-Чуйского (Чаган, Чаган-Узун, Елангаш) и Северо-Чуйского хребтов (Куркурек, Корумду, Актру). Конечно-моренное поле северного склона Южно-Чуйского хребта оканчивается на высоте около 2100 м, и его внешний край покрыт волноприбойными террасами Курайско-Чуйского палеоозера. Морены ледника подножия массива Биш-иирду Северо-Чуйского хребта оканчиваются на высотах 1700 м. На них нет следов волноприбойной деятельности, они имеют размытые очертания, свидетельствующие, что ледники здесь спускались непосредственно в палеоозеро. Единственное моренное поле у подножия Северо-Чуйского хребта, несущее следы волноприбойной деятельности, приурочено к долине р. Тюте.


Отложения внеледниковых областей. Внеледниковые области Горного Алтая во время позднеплейстоценового оледенения располагались по северо-западной периферии горной системы, где оледенение не получило развития из-за незначительных абсолютных высот, и на крайнем юго-востоке, на границе с Монголией, где ледники не получили распространения вследствие крайней аридности климата. Области на границе с Западно-Сибирской равниной не подвергались оледенению на всем протяжении плейстоцена. В них широко распространены делювиальные, пролювиальные, аллювиальные и озерные отложения. Они выполняют мелкие впадины северо-западной части Алтая (Абайскую, Канскую, Урсульскую, Пыжынскую и др.) и переуглубленные участки долин рек Кокса, Урсул, Чарыш, Ануй и Песчаная, достигая мощности 50100 м. Породы представлены преимущественно суглинками, гравийниками и галечниками [Богачкин, 1981].


Внеледниковые фации юго-восточной части Горного Алтая образованы преимущественно флювиогляциальными и озерными отложениями Чуйской и Курайской впадин. Флювиогляциальные отложения представлены валунными галечниками мощностью более 10-15 м и образуют шлейфы вокруг конечноморенных комплексов последнего оледенения. Курайско-Чуйское позднеплейстоценовое палеоозеро оставило многочисленные морфологические следы своего существования — серии абразионных террас, береговые валы, косовые отмели. Они часто образованы близким переотложением местного материала, но встречаются и песчано-галечные прибрежные озерные отложения [Девяткин, 1965]. Глубоководные озерные осадки глинистого состава мощностью до 13 м встречаются только в центральной части Чуйской впадины под слоем голоценовых галечников [Бутвиловский, 1993]. В северной части Курайс-кой впадины отмечены озерные пески мощностью 4-5 м с маломощным прослоем субаквальной морены [Девяткин, 1965].


Вторая половина позднего плейстоцена и голоцен (Q23-Q4) является временем деградации позднеплейстоценового оледенения с несколькими фазами стабилизации и наступания, из них наиболее хорошо выражены в отложениях и рельефе «малая ледниковая эпоха» и «второе постмаксимальное оледенение» [Девяткин, 1965], или «второй мегастадиал» позднеплейстоценового оледенения [Окишев, 1982]. Позднеплейстоценовый и голоценовый возраст имеют ледниковые, коллювиальные и аллювиальные отложения высокогорья. Во впадинах и долинах крупных рек в это время были сформированы наиболее низкие флювиогляциальные и аллювиальные террасы и современная пойма. Тектоническая активизация позднего плейстоцена, выразившаяся в повышенной сейсмичности, обусловила формирование нескольких центров развития крупных обвалов и оползней (в частности, в западных частях Чуйской и Курайской впадин).


4.6. Отражение кайнозойского орогенеза Алтая в осадках впадин


Распространение и строение разреза позднемеловых и кайнозойских отложений (см. рис. 17, рис. 28) показывают, что в конце мела-начале палеогена на территории Алтая был развит слаборасчлененный низменный денудационный рельеф. Накопление маломощных озерно-аллювиальных осадков происходило в примыкающих впадинах Западной Монголии, Зайсанском, Джунгарском и Гобийском районах. В районе Долины Озер происходили также локальные излияния базальтов, пространственно связанные с длительно развивающимся в пределах Хангая мантийным плюмом. Остальная территория Алтая на протяжении всего периода кайнозойского орогенеза не испытала воздействия магматических процессов. Не известно ни одного достоверного случая обнаружения здесь кайнозойских эффузивных или интрузивных образований.


Промелькнувшее в начале 80-х годов сообщение об обнаружении в долине Нарыма остатков современных вулканов [Кузебный и др., 1981] основано на недоразумении. В условиях плохой обнаженности за кайнозойские эффузивы были приняты мигрировавшие продукты частичного плавления вмещающих пород, образовавшиеся при выгорании угольных прослоев в отложениях, затянутых в зону Нарымского разлома. Подобные отложения часто по химическому составу и структурно-текстурным особенности напоминают кайно-типные базальты. Они широко распространены в зонах горелых пород повсеместно в Зайсанской впадине — в частности, где даже стали предметом специального исследования [Калугин и др., 1991].


С севера к Алтаю примыкал эпиконтинентальный позднемеловой морской бассейн, испытавший регрессию в олигоцене. Сам Алтай в мелу и ран-нем-среднем палеогене был областью денудации и корообразования. О меловом возрасте коры выветривания свидетельствуют находки в ней меловых микрофоссилий, неверная интерпретация которых недавно привела к ошибочному отнесению ее к верхнемеловым морским осадкам [Зыкин и др., 1999].



Рис. 28. Схема сопоставления позднемеловых и кайнозойских отложений Алтая и его обрамления.


На границе Алтая и Салаира в конце мела происходило накопление континентальных осадков в Ненинско-Чумышской впадине [Адаменко и др., 1969]. Ситуация резко изменилась в олигоцене, когда до рассматриваемой территории дошел первый импульс горизонтального напряжения, связанный с ИндоЕвразийской коллизией. На фоне возникшего сжатия произошла первая фаза роста гор, сопровождавшаяся заложением впадин Юго-Восточного и Юго-Западного Алтая (Нарымская, Чуйская, Курайская и др.) и прогибанием бассейнов, обрамляющих горные сооружения с северо-востока и юго-запада (Зайсан-ско-Джунгарская система впадин и впадины Западной Монголии).


Следует отметить, что хотя в настоящее время впадины юго-востока Алтая вытянуты в северо-западном направлении, в период заложения они были значительно шире, возможно, частично соединяясь и образуя прогиб северо-восточного простирания на границе Русского и Монгольского Алтая. В это время уже происходили сдвиговые перемещения по многим крупным разломам. К зонам разломов приурочены наиболее древние долины рек Джулукульско-Сай-гонышской, Чуйско-Курайской, Джазаторско-Самахинской и Бухтарма-Нарым-ской депрессий, в которых известны палеогеновые отложения. В фундаменте Предалтайской равнины отмечаются погребенные долины рек Песчаная, Ануй, Чарыш и Катунь, заложившиеся уже в олигоцене. Они, вероятно, дренировали северный макросклон низкогорной части Алтая, отделенной от основных горных сооружений системой впадин Юго-Восточного и Южного Алтая.


Судя по ориентировке галечников карачумской свиты в верховьях рек Каргы и Мунгун-Бурень, эти реки уже тогда впадали в озера Ачит-Нурской и Урэг-Нурской впадин. Следовательно, сток из Джулукульско-Сайгонышской впадины имел когда-то южное направление. Верховья этой гидросистемы были впоследствии перехвачены Чулышманом, после усиления его врезания в связи с формированием в позднем плейстоцене Телецкого грабена [Адаменко и др., 1969; Высоцкий, 1997]. Речная сеть западной части Горного Алтая также заложилась в олигоцене [Борисов, 1960; Селиверстов, 1960б]. Поскольку имеется существенное сходство разрезов олигоценовых отложений Джунгаро-Зай-санской системы впадин, впадин Западной Монголии и Юго-Восточного Алтая, нельзя исключать, что материал из впадин Юго-Восточного Алтая выносился тогда в южном направлении во впадины северо-восточного и юго-западного обрамления Алтая, а не в Бийско-Барнаульскую впадину, как предполагал еще Б. Ф. Сперанский [1937].


Важно отметить асимметрию в строении впадин олигоценового заложения юга Русского Алтая. У впадин, расположенных в южной части области прогибания (Нарымская, Бертекская), крутой надвиговый борт южный, у северных (Джулукульская, Чуйская) — северный. Этот факт подчеркивает единство механизма позднейшего преобразования всей системы в результате сжатия. В олигоцене происходило вовлечение северо-восточной и юго-западной окраин Алтая в горообразование. С севера, напротив, расширилась область осадконакопления Бийско-Барнаульской впадины за счет погружения периферической полосы северных предгорий Алтая, так сформировалась Бийская структурная терраса [Адаменко и др., 1969].


В начале неогена невысокий тогда Алтай со всех сторон окружали гигантские пресноводные озера, в которых на фоне временного затухания тектонических движений формировались мелкообломочные, часто угленосные осадки. В конце неогена-начале четвертичного периода началась основная текущая фаза роста горных сооружений, охватившая всю территорию. В начале плейстоцена горы Алтая не превышали 1000 м, вероятно, поэтому они не испытали значительного оледенения. Сходство площадей развития средне- и позднеплейстоценового оледенений (в то время как при первом депрессия снеговой линии и, соответственно, площадь распространения на платформах были значительно больше) указывает на существенное увеличение высоты горных сооружений в период от среднего плейстоцена до позднего. В конце неогена-начале четвертичного периода литосфера территории дробилась на относительно мелкие однотипные блоки, в это время закладывалось большинство межгорных впадин (кроме заложившихся в конце олигоцена впадин Юго-Восточного и Южного Алтая), о чем свидетельствует строение разреза, в основании которого залегает буроцветная «эоплейстоценовая» толща. Следует отметить, что глинистый состав отложений верхнего плиоцена западной и северо-западной, северной частей Алтая (вторушкинская свита) [Чумаков, 1957, 1965] указывает на то, что интенсивные движения начались здесь позднее, чем в Юго-Восточном Алтае, где грубообломочные осадки стали формироваться уже в конце миоцена (кызылгирская свита) [Девяткин, 1965]. Распределение поздненеогеновых осадков указывает на постепенное расширение площади горных сооружений в плейстоцене за счет вовлечения в поднятие предгорий.


Судя по строению кайнозойского разреза межгорных и предгорных впадин, кайнозойский орогенез на большей части территории начался в олигоцене (начальная фаза орогенеза). После периода ослабления движений он ускорился в конце неогена и продолжается сейчас (основная фаза орогенеза). В ходе основной фазы орогенеза уменьшалась площадь бассейнов пресноводной седиментации. В пределах северного обрамления рассматриваемой территории она сократилась в сотни раз, и там преобладает делювиальное и пролювиаль-ное перемещение предгорных осадков. На юге продолжилась сильная ариди-зация, которая практически подавила речной сток, и на месте высохших озерных бассейнов преобладает эоловый перенос неогеновых озерных песков.


Пожалуй, наиболее известной неотектонической структурой региона является хорошо выраженная в рельефе южная разломная граница Предалтай-ской впадины, носящая название «фас Алтая», отмеченная еще В.А. Обручевым [1915]. Последние геологические данные, полученные при буровых работах в районе Белокурихинского гранитного массива, указывают на ее взбросовый характер [Лоскутов, 2002]. Другой, не менее яркой системой новейших разрывных нарушений является система параллельных разломов северо-восточного простирания, по которым происходит погружение палеозойского фундамента впадины, использованных четвертичными долинами стока. Связь древних ложбин стока со структурами фундамента отмечала З.А. Сваричевская [1965]. В палеозойском основании впадины выделяются несколько гипсометрических уровней, разделенных уступами, связанными с движениями по разломам и названными О.М. Адаменко «структурными террасами». Ненинско-Чумышская впадина практически не подверглась новейшей активизации и является заполненным грабеном юрского времени. Особенности геоморфологического строения ее территории в большей степени связаны с ее денудационной историей, нежели с новейшими движениями. Значительные мощности, юрский возраст осадков и их залегание в древнем грабене установлены только недавно. Еще в конце 80-х гг. XX в. эта структура считалась неглубокой эрозионной впадиной, выполненной меловыми осадками и палеогеновыми осадками [Геологическая..., 1988]. То, что это время характеризуется тектоническим покоем и выравниванием горного обрамления Предалтайской впадины, что не способствует формированию и заполнению впадин, не насторожило исследователей. Юрский возраст грабена объясняет значительные мощности осадков. Это время характеризуется интенсивными орогенными процессами в пределах обрамления Предалтайской впадины и формирование грабенов растяжения на границах активизированных областей является закономерным явлением. Примером современной структуры такого типа может служить четвертичный грабен Те-лецкого озера [Физико-географическая., 2001].


Интересные возможности определения характера новейших движений горного обрамления Предалтайской впадины дает сравнение пространственного распространения последних по времени площадных комплексов чехла впадины: кочковской и краснодубровской свит. В пределах тектоногенного уступа фаса Алтая линии их выклинивания сближены и практически совпадают. В предгорьях Салаира кочковская свита повсеместно выклинивается на 20-30 км раньше краснодубровской, что однозначно свидетельствует о завершении воздымания Салаира до начала четвертичного времени. В северо-западной части Алтая, где происходит относительно пологое снижение кровли палеозоя в сторону Предалтайской впадины, - картина обратная: краснодубровская свита выклинивается существенно раньше кочковской, и последняя повсеместно залегает на водоразделах северо-западного окончания Алтая, свидетельствуя о начале нового этапа тектонической активности и связанного с ней воздымания территории в конце плиоцена-начале плейстоцена.


Движения по разломам фаса Алтая обусловили рост возвышенностей Алтая и погружение Бийско-Барнаульской впадины. Почти вся площадь впадины в поздненеогеновое время представляла собой равнину, где отлагались песчано-глинистые осадки (озерно-аллювиальные фации кочковской свиты), но вдоль разломной границы с Алтаем формировалась наклонная предгорная равнина, сложенная пролювиально-делювиальными фациями кочковской свиты, представленными бурыми известковистыми глинами с многочисленными прослоями крупного песка и гравия. Поскольку кочковская свита залегает на размытой поверхности отложений павлодарской свиты, считается, что начало ее формирования совпадает с началом основной фазы кайнозойского орогенеза Алтая. Сходным образом отреагировали на рост горных сооружений бассейны седиментации Котловины Больших Озер, Зайсана и Джунгарии, где наблюдается резкое увеличение размеров обломочного материала в осадках в конце неогена (свиты устьубинская, алтан-тэли, гошу, xiyu и др.).


Исходя из строения и дислокаций кайнозойских отложений Алтая и его ближайшего обрамления, можно заключить, что начальная фаза кайнозойского орогенеза приходится на олигоцен. В дислокациях этого времени в равной степени проявлялись изгибы поверхности и разрывообразование. В миоцене и первой половине плиоцена на фоне относительного тектонического покоя происходило озерно-болотное осадконакопление в унаследованных и вновь возникших бассейнах седиментации. В конце плиоцена-начале плейстоцена началась основная фаза орогенеза, в которой преобладали блоковые движения по разломам. Эта фаза вначале проявилась в северо-восточной части Монгольского и Русского Алтая, а затем в воздымание были вовлечены полоса, примыкающая к Джунгарии и Зайсану, и Гобийский Алтай. Сдвиговые и взбросовые перемещения, создавшие все крупные формы современного рельефа в ходе основной фазы орогенеза, на большей части территории (за исключением Гобийского Алтая) не сопровождались магматическими проявлениями, что принципиально отличает кайнозойскую эпоху орогенеза от пермской и юрской эпох.


1 — глины; 2 — алевриты; 3 — мергели и известняки; 4 — ракушечники; 5 — строматолито-вые известняки; 6 — пески; 7 — галечники и конгломераты; 8 — валунники; 9 — бурые угли; 10 — коры выветривания.


2 — горные сооружения, 2 — межгорные впадины. Точками на схеме отмечены опорные разрезы: 1 — Бэгэр-1; 2 — Бэгэр-2; 3 — Бэгэр-3; 4 — Бон-Цаган-Нур; 5 — Тацаин-Гол; 6 — Туин-Гол; 7 — Лу-Усу-Худук (Лоо); 8 — Хунг-Курэ; 9 — Халюн; 10 — Шаргын-Гоби; 11 — Шаргын-Гоби (западный); 12 — Алтан-Тэли; 13 — Ошин-Боро-Удзюр-Ула (Ошин)-1; 14 — Ошин-Боро-Удзюр-Ула (Ошин)-2; 15 — Намирин-Гол; 16 — Хиргис-Нур-1; 17 — Хиргис-Нур-2; 18 — Чоно-Хари-ах; 19 — Холу; 20 — Хатон-Хайран-Ула; 21 — Хох-Усу-Худук; 22 — Алаг-Нур северный; 23 — Алаг-Нур южный.

Глава 5 -


СООТНОШЕНИЕ ТЕКТОНИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ПАЛЕОЗОЙСКОГО ОСНОВАНИЯ И КАЙНОЗОЙСКИХ СТРУКТУР НОВЕЙШЕЙ АКТИВИЗАЦИИ


До сих пор нет определенного мнения о соотношении палеозойских геологических структур и современного рельефа Алтая. Авторы обычно отмечают элемент унаследованности в пространственном распределении основных разрывных нарушений, не вдаваясь в подробности [Девяткин, 1965; Богачкин, 1981; и др.]. Нами ранее уже рассматривался этот вопрос [Новиков, 1992а, 1994], но вновь появившиеся данные позволяют по-иному взглянуть на это явление.


Для анализа поставленной проблемы выбрана юго-восточная часть Горного Алтая, имеющая сложный кайнозойский структурный план. Здесь на дневную поверхность выходят породы, чрезвычайно разнообразные как по возрасту (практически весь палеозой), так и по генезису (осадочные, эффузивные, интрузивные и метаморфические), образующие многочисленные пликативные структуры, представлен широкий спектр палеозойских, мезозойских и кайнозойских разломных проявлений.


5.1. Основные этапы накопления данных о геологическом строении


При анализе соотношения геологического строения и современной орографической структуры наиболее интересна информация о площадном распространении, литологии пород, слагающих земную поверхность, и их тектонических нарушениях, получаемая в основном в ходе геологического картирования. История картирования Алтая насчитывает уже 150 лет. Первая попытка отобразить на карте строение Горного Алтая предпринята известным русским географом и геологом П. А. Чихачевым, именем которого назван хребет, отделяющий Алтай в юго-восточной его части от Монголии и Тувы. П.А. Чихачев с марта по декабрь 1842 г. совершил путешествие по Алтае-Саянской горной области.


Необходимость этой научной экспедиции обоснована Корпусом горных инженеров в прошении на имя Николая I. В документе отмечалось, что южная часть Горного (его тогда называли Русским) Алтая еще ни разу не посещалась специалистами, абсолютно не изучена не только в геологическом, но и в географическом отношении. Там же были подробно представлены задачи экспедиции и приблизительно маршрут путешествия. П. А. Чихачев в сопровождении отряда казаков проехал от Бийска по Чуйскому тракту, который


представлял тогда конную тропу, через р. Черга по р. Чуя до Кош-Агача, затем, посетив Сайлюгем, по Чулышману прошел в Западный Саян. На обратном пути он посетил Юго-Западный Алтай и Калбу.


Изданный в Париже на французском языке отчет об этой экспедиции иллюстрировался геологической картой в масштабе примерно 1:1 000 000 [Tschihatcheff, 1845]. Это была не только первая карта Горного Алтая, но и первая геологическая карта значительной территории Западной Сибири. При составлении этой карты П. А. Чихачев помимо собственных наблюдений использовал все данные, которые в виде коллекций и отчетов горных инженеров хранились в фондах Горного института в Петербурге. Геологическая карта П. А. Чихачева оставалась на протяжении многих десятилетий единственной, дающей представление о геологическом строении Алтая.


Геологическое картирование Горного Алтая в масштабе 10 верст в дюйме (приблизительно 1:400 000), предпринятое Геологической частью Кабинета Его Императорского Величества под руководством проф. А. А. Иностранцева, много обещавшее в изучении Алтая и проводившееся с большим размахом, не было завершено в связи с ликвидацией в 1916 г. этой структуры. Затем к изучению территории приступили сотрудники Геологического комитета под руководством известного геолога В. К. Котульского. В 20-е годы к изучению Алтая подключились геологи Западно-Сибирского отдела Геологического комитета, преобразованного позднее в Западно-Сибирское геологическое управление (ЗСГУ). По результатам исследований опубликована карта обследованных территорий в масштабе 1:1 500 000 [Нехорошев, 1932], а также карта 1:3 000 000 всего Горного Алтая [Нехорошев, 1933]. Геологическая съемка территории Горного Алтая была внезапно прервана в 1932 г. Причины не вполне ясны. Вероятно, это следствие «процесса промпартии», по которому проходил и был осужден, наряду с многими другими видными геологами, В. К. Котульский, курировавший работы по Горному Алтаю [Сперанский, 1936]. Поскольку в ходе геологической съемки на юге Алтая обнаружено сравнительно мало крупных месторождений (только Акташское и Калгутинское), руководство ЗСГУ, возможно, сочло за лучшее вообще ее здесь свернуть во избежание обвинений во вредительстве.


По результатам проведенных исследований в 1948 г. составлена и опубликована геологическая карта масштаба 1:1 000 000 на лист М-45, охватившая всю территорию Горного Алтая. В отличие от предшествующих карта не только давала правильное общее представление о геологическом строении Алтая, но и показывала достаточно точно выходы геологических тел на поверхность. Однако эта геологическая карта быстро устарела, поскольку в 50-е гг. XX в. на территории Горного Алтая развернулась геологическая съемка масштаба 1:200 000 и уже в 1956 г. была опубликована геологическая карта Алтая под редакцией В. П. Нехорошева в масштабе 1:500 000. В составлении этой карты участвовали специалисты ЗСГУ, Всесоюзного аэрогеологического треста (ВАГТ) и Всесоюзного геологического института (ВСЕГЕИ). Среднемасштабная съемка позволила существенно уточнить представление о возрасте и контурах распространения большинства стратиграфических подразделений и магматических образований на юго-востоке Горного Алтая, к середине 50-х годов оставшееся очень приблизительным для большей части территории.


Материалы государственной геологической съемки масштаба 1:200 000 обобщены В. П. Нехорошевым в двух монографиях [1958, 1966] и опубликованы в объяснительных записках. Территория Юго-Восточного Алтая полностью перекрывается опубликованными в первой половине 60-х годов листами геологической карты масштаба 1:200 000. Проблемы тектоники и стратиграфии разрабатывались после окончания съемки ее непосредственными участниками [Волков, 1966, 1986; Дергунов, 1967; Сенников, 1969, 1977; и др.], которые подтвердили в своих работах основные выводы о геологическом строении Горного Алтая, сделанные по результатам геологической съемки масштаба 1:200 000, и подвергли их некоторой детализации.


По материалам среднемасштабной геологической съемки составлены карты масштабов 1:500 000 [Геологическая карта..., 1977] и 1:1 000 000 [Геологическая карта..., 1980], которые остаются пока наиболее полными. Практически ничего нового по сравнению с картами масштаба 1:200 000 они не содержат и являются обобщающими. Сменились лишь представления о возрасте нескольких небольших тектонических клиньев в связи с находкой там фауны. К недостаткам этих карт следует отнести тот факт, что на них, по непонятным соображениям, не показана большая часть кайнозойских впадин, включая крупные, имеющие мощность осадков 100 м и более. В 80-е годы на территории Юго-Восточного Алтая велась геологическая съемка масштаба 1:50 000, которая, однако, охватила только около четверти рассматриваемой территории [Атлас., 1991], но эти карты пока не опубликованы. Таким образом, государственная геологическая съемка масштаба 1:200 000 остается последним по времени и наиболее детальным площадным исследованием, охватившим всю интересующую нас территорию. При рассмотрении геологического строения мы ориентируемся главным образом на ее материалы.


Следует отметить, что если представления о площадях распространения конкретных свит и интрузивных образований за последние 35 лет существенно не изменились, то во взглядах на их возраст и историю формирования произошли кардинальные изменения. Установлено, что значительная часть гранитных массивов имеет мезозойский возраст и, соответственно, не связана с завершением герцинской эпохи тектогенеза [Владимиров и др., 1996, 1997; и др.]. В «верхнепротерозойских» метаморфических образованиях обнаружена позднепалеозойская фауна [Терлеев, Задорожный, 1997]. С позиций плитной тектоники коренным образом пересмотрены только было устоявшиеся представления о палеозойской и мезозойской тектонической эволюции территории [Буслов, 1986, 1987а-в, 1992; Беляев и др., 1991; Buslov et al., 1992; Добрецов и др., 1992а,б, 1995; Елкин и др., 1994; Печерский и др., 1994; Симонов и др., 1994; Буслов, Ватанабэ, 1996; Буслов, Казанский, 1996; Ивата и др., 1997; Казанский и др., 1998; Буслов и др., 1998; и др.]. Введен термин «алтаиды» для коллизионносдвиговых структур, подобных сформировавшимся на Алтае в позднем палеозое, которые противопоставляются складчатым «герцинидам», распространенным в Европе [Sengor et al., 1993, 1994; Шенгер и др., 1994; А11еп et al., 1995; и др.].


5.2. Геологическое строение палеозойского основания


Для выяснения степени и характера препарирования палеозойских геологических тел процессами денудации на протяжении кайнозоя требуется рас-



Рис. 29. Геологическая схема юго-восточной части Горного Алтая (по материалам среднемасштабной геологической съемки).


1 — стратифицированные палеозойские образования: R3br — мраморизованные известняки (баратальская свита), R3-€jmn — силицилиты (манжерокская свита), €jkn? — мраморизованные известняки (каянчинская свита), €1kn+€2km? — зеленокаменные эффузивы и мраморизованные известняки (каянчинская и каимская свиты?), €2el? — песчаники и туфы (еландинская свита?), €3-O1gr — флишоидные песчаники и алевролиты (горно-алтайская свита), O2-3hn+tr — алевролиты, песчаники, известняки (ханхаринская и таарлаганская свиты), Sjbt — песчаники, алевролиты и конгломераты (бетсуканасская свита), S1-2bb — известняки, алевролиты, песчаники (белобомская свита), D1kr, Djul — глинистые сланцы (куратинская и уландрыкская свиты), D2aks, D2kr — основные и средние эффузивы и их туфы (аксайская куратинская свиты), D2bgb, D2th — песчаники и глинистые сланцы (бельгебашская и ташантинская свиты), D3br+bg — красноцветные конгломераты, песчаники и сланцы (барбургазинская и богутинская свиты), C2-3kzt — песчаники, глинистые сланцы и каменные угли (кызылташская свита); 2 — мета-морфизованные породы палеозоя; 3, 4 — кайнозойские осадки: 3 — глины, бурые угли, мергели, пески, галечники (карачумская, кошагачская, туерыкская и башкаусская свиты), 4 — валунники, валунные суглинки, валунные галечники, пески (гляциальные, флювиогляциальные, флюви-альные осадки); 5-7 — интрузивные образования: 5 — породы гранитоидного ряда, 6 — породы основного ряда, 7 — породы ультраосновного ряда; 8 — прочие обозначения: а — тектонические нарушения; б — стратиграфические границы; в — ледники и фирновые поля.


Рассматриваемая территория располагается в пределах Горно-Алтайской складчатой области, возраст которой нередко принимался как полностью каледонский [Геологическая карта., 1980]. В. А. Кузнецов [1966] выделял в структурах Алтая раннекаледонские (салаирские), каледонские и раннегерцинские.


Тектоническими структурами первого порядка в Горном Алтае являются структурно-формационные зоны, которые осложняются структурами меньшего порядка — прогибами и выступами. В его юго-восточной части происходит сближение трех основных протяженных структурно-формационных зон, причем центральная имеет синклинорное строение и северно-западное простирание, пе-


смотреть преимущественно литологию осадочных и петрологию интрузивных образований. Однако если при рассмотрении последних действительно можно ограничиться характеристиками вещественного строения, то при описании первых неизбежно использование их стратиграфии для систематизации материала. В стратиграфии Алтая со времени окончания среднемасштабной съемки остается ряд нерешенных вопросов, рассмотрение которых не входит в наши задачи. Нельзя не отметить, однако, значительный прогресс в их решении. В последнее время установлена раз-новозрастность отложений «горно-алтайской свиты» в разных структурно-фациальных зонах, палеозойский возраст метаморфических пород «нижних структурных этажей антикли-нориев» [Добрецов и др., 1995].


Для систематизации материала нами использовано деление на свиты в ходе геологической съемки масштаба 1: 200 000, поскольку они являются одновременно литологическими и стратиграфическими единицами. Там, где в ходе среднемасштабной геологической съемки свиты не выделялись, мы воспользовались материалами более поздних съемок, результаты которых отражены в обобщающих картах [Геологическая карта..., 1977] (рис. 29).



Рис. 30. Тектоническая схема юго-восточной части Горного Алтая (границы и названия структур по материалам среднемасштабной геологической съемки).


1, 2 — складчатые структуры салаирского возраста (рифей-кембрийские аккреционные зоны): 1 — Кадринско-Баратальский выступ (Кд-Бр), 2 — Курайско-Телецкий выступ (Кр-Тл); 3-8 — складчатые структуры каледонского возраста: 3-5 — Восточно-Алтайская зона (Саянский блок) (3 — Оройский «выступ» (Ор), 4 — Тонгулакский прогиб (Тн), 5 — наложенные герцинские прогибы); 6—8 — Холзунско-Чуйская зона (Алтае-Монгольский блок) (6 — Теректинский (Тр) и Катунско-Чуйский (Кт-Чк) «выступы», 7 — Катунский прогиб (Кт), 8 — наложенный герцинский Калгутинский прогиб (Кг)); 9-11 — раннегерцинская Ануйско-Чуйская зона: 9 — фрагмент Саянского блока, 10 — Чуйский прогиб (Чк), 11 — наложенные герцинские прогибы: Каракольский (Кр), Бельгебашский (Бг) и Ташантинский (Тш); 12, 13 — кайнозойские наложенные впадины: 12 — дочетвертичный ярус, 13 — четвертичный ярус; 14-16 — интрузивные образования: 14 — гранитоиды, 15 — габброиды, 16 — гипербазиты; 17, 18 — границы: 17 — глубинных разломов (а — прослеженных, б — предполагаемых), 18 — разломные и стратиграфические (а — прослеженные, б — предполагаемые).


Названия структурно-формационных зон остаются неизменными со времени опубликования обобщающей работы В. П. Нехорошева [1958], названия же более мелких элементов еще до конца не устоялись и даны по объяснительной записке к геологической карте масштаба 1:1 000 000 [Геологическая карта., 1980] или по материалам государственной геологической съемки масштаба 1:200 000. Выделен также новейший структурный этаж, представленный образованиями кайнозойских межгорных впадин. Это новейшие прогибы, образовавшиеся спустя длительное время после завершения формирования палеозойских структур. Названия новейших наложенных прогибов даны по Е. В. Девяткину [1965].


В юго-восточной части Горного Алтая происходит сближение и сужение трех его крупнейших структурно-формационных (структурно-фа-циальных) зон, которые затем веерообразно расходятся на северо-запад: Восточно-Алтайской, Ануйско-Чуйской и Холзунско-Чуйской.


Восточно-Алтайская структурно-фациальная зона охватывает северную часть рассматриваемой территории. Она располагается между Горно-Алтайской и Западно-Саянской складчатыми системами и часто относится к последней [Кузнецов, 1963]. Эта зона ограничена с юго-запада зоной Курайско-Телецкого глубинного разлома, распадающегося в своей восточной части на се-


реходящее на юге в субширотное, а зоны, обрамляющие эту часть с севера и юга, имеют антикли-норное строение, что и обеспечивает большое тектоническое разнообразие рассматриваемой территории (рис. 30).


Традиционно выделяемые на Алтае три этапа складчатости — салаирский, каледонский и раннегерцинский — основывались на принципе определения возрастных генераций складчатых сооружений, по времени завершения складчатости в собственно «геосинклинальном» этапе; из структур меньшего порядка, осложняющих структурно-формационные зоны, выделяются также и относящиеся к «орогенному» этапу развития Горно-Алтайской складчатой области, имеющие герцинский возраст [Матвеевская, 1969].


<рию оперяющих разломов. Восточно-Алтайская структурно-фациальная зона имеет каледонский возраст главной складчатости. Ранее в ней выделялись три структурных яруса. К нижнему ошибочно относили кристаллические сланцы Оройского выступа, которые считали породами фундамента и сопоставляли с отложениями теректинской свиты. По современным данным, метаморфизму до зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций [Карта..., 1976] здесь подверглись ранне-среднепалеозойские отложения.


<Тонгулакский прогиб сложен терригенно-осадочными породами горноалтайской свиты, выделявшимися в средний структурный этаж. Небольшие грабены, выполненные терригенными девонскими отложениями ташантинской и бар-бургазинской свит, представляют верхний структурный этаж ВосточноАлтайской структурно-фациальной зоны. Интрузивные образования тяготеют к центральной части Оройского выступа, где представлены гранитами и гра-нитогнейсами. Крупные гранитоидные интрузии приурочены также к периферии Тонгулакского прогиба в восточной части рассматриваемой территории.


<По характеру главной складчатости традиционно считается, что Восточно-Алтайская структурно-формационная зона имеет антиклинорное строение. По современным представлениям попадающая в пределы рассматриваемой территории часть Восточно-Алтайской зоны относится к Саянскому блоку. Оройский «выступ» является метаморфической зоной, Тонгулакский прогиб сложен верхнекембрийско-силурийскими флишоидными осадками материкового склона, а мелкие девонские грабены в его пределах содержат отложения прогибов активной континентальной окраины [Добрецов и др., 1995].


<Ануйско-Чуйская структурно-фациальная зона имеет раннегерцинский возраст и синклинорное строение. Она занимает центральную часть рассматриваемой территории и пересекает ее с северо-запада на юго-восток. С севера она отделена от Восточно-Алтайской структурно-фациальной зоны глубинным разломом салаирского (раннекаледонского) возраста, а с юга от Холзунско-Чуйской структурно-фациальной зоны ее отделяет Чарышско-Теректинский глубинный разлом.


<Обе салаирские структуры, зажатые между Восточно-Алтайской и Ануй-ско-Чуйской структурно-фациальными зонами, имеют покровно-чешуйчатое строение [Буслов, 1987а,в; Берзин и др., 1988]. Они отделены от обрамляющих их зон глубинными разломами. Такой же разлом отделяет их друг от друга. Кадринско-Баратальский выступ (горст-антиклинорий) сложен рифейскими известняками баратальской свиты и кембрийскими эффузивно-осадочными породами манжерокской и каимской свит, метаморфизованных до зеленосланцевой фации, а Курайско-Телецкий выступ — метаморфизованными до эпидот-амфиболитовой фации [Карта., 1976] осадочно-эффузивными породами предположительно кембрийского возраста, относящимися к еландинской, ка-имской, каянчинской и манжерокской свитам. По современным представлениям данные салаирские структуры являются фрагментами ранне-среднекембрийской аккреционной призмы, в состав которой совместно с пластинами олистостром и серпентинитовым меланжем входят террейны океанических островов и поднятий, океанических базальтов и субдукционные метаморфические породы [Buslov et al., 1993].


<В пределах Ануйско-Чуйской структурно-фациальной зоны можно выделить три структурных яруса. Нижний образуют породы горно-алтайской свиты позднекембрийского-раннеордовикского возраста. Средний сложен ордовикско-силурийскими породами ханхаринской, таарлаганской и белобомской свит. Если породы первого структурного яруса преимущественно терриген-ные, то в разрезе второго наряду с терригенными образованиями большую роль играют карбонатные. Нижний и средний ярусы разделены стратиграфическим несогласием и совместно образуют Чуйский прогиб. Третий структурный ярус Ануйско-Чуйской структурно-фациальной зоны образуют отложения герцинских впадин. Их в пределах зоны три: Каракольская, Бельгебашская и Ташантинская.


<Каракольская впадина сложена преимущественно терригенными девонскими породами каракудюрской свиты. В ее строении участвуют девонские тер-ригенные отложения каракудюрской и бельгебашской свит и девонские эффу-зивы куратинской свиты. Ташантинская впадина сложена преимущественно девонскими терригенными породами уландрыкской, ташантинской, бар-бурга-зинской и богутинской свит при незначительном участии эффузивов аксай-ской свиты. По современным представлениям кембрийско-ордовикские, силурийские и раннедевонские отложения рассматриваемой части Ануйско-Чуй-ской зоны являются шельфовыми осадками пассивной океанической окраины, а среднедевонские впадины с эффузивными осадками (Бельгебашская впадина) и средне-позднедевонские впадины с терригенными осадками (Ташантин-ская впадина) сформировались на значительном удалении друг от друга и были пространственно сближены позднейшими сдвиговыми перемещениями [Елкин и др., 1994].


<Холзунско-Чуйская структурно-фациальная зона занимает южную часть рассматриваемой территории. От граничащей с ней на севере Ануйско-Чуй-ской зоны она отделена Чарышско-Теректинским глубинным разломом. Хол-зунско-Чуйская структурно-фациальная зона имеет каледонский возраст и анти-клинорное строение. В ее пределах традиционно выделяются три структурных яруса. Породы первого яруса обнажаются исключительно в тектонических выступах. В северной части Холзунско-Чуйской структурно-фациальной зоны расположен вытянутый в широтном направлении Катунско-Чуйский выступ. Он сложен породами эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма, образованными за счет рифей-кембрийских терригенных пород. В северо-западной части, в пределах Холзунско-Чуйской зоны, расположено окончание Теректинского выступа, сложенного преимущественно метаморфическими породами фации глаукофановых сланцев, традиционно относимых к теректинской свите. Терек-тинский выступ ограничен с севера и юга Чарышско-Теректинским и Южно-Теректинским глубинными разломами.


<Ранее часть исследователей считали метаморфические выступы выходами фундамента. По современным представлениям это метаморфизованные зоны пород раннего-среднего палеозоя со сложным чешуйчато-покровным тектоническим строением [Буслов, 1986, 1987б; Терлеев, Задорожный и др., 1997; и др.]. Второй структурный ярус, как считалось ранее, представлен породами позднего кембрия-раннего ордовика, относящимися к горно-алтайской свите. Породы второго структурного этажа образуют Катунский прогиб. По современным представлениям это фрагмент чужеродного Алтае-Монгольско-го блока, терригенные породы которого имеют рифей-среднекембрийский возраст и причленены к палеозоидам Центральной Азии в ходе позднейших крупноамплитудных сдвиговых перемещений [Добрецов и др., 1995]. К третьему структурному ярусу относятся отложения герцинского Калгутинского прогиба, сложенного преимущественно девонскими эффузивами аксайской свиты.


<В пределах Холзунско-Чуйской структурно-фациальной зоны в рамках рассматриваемого района широко распространены гранитоидые интрузии ба-толитового типа, которые приурочены к центральной части Катунского прогиба и к Теректинскому и Катунско-Чуйскому выступам. Значительная их часть сформировалась спустя длительное время после окончания формирования палеозойских структур [Владимиров и др., 1997]. В пределах Теректинского блока распространены также габброидные интрузии. В отличие от двух других рассмотренных структурно-фациальных зон интрузивные образования играют важную роль в геологическом строении Холзунско-Чуйской структурно-фа-циальной зоны.


<Помимо рассмотренных структур в пределах юго-восточной части Горного Алтая можно выделить новейший структурный этаж, образовавшийся в ходе кайнозойского орогенеза, который в отличие от герцинского геосинкли-нального орогенеза не сопровождался на данной территории проявлениями магматизма. В образовавшихся межгорных впадинах сформировалась изменчивая толща терригенных кайнозойских отложений, слагающих Сорлукольскую, Курайскую, Чуйскую, Самахинскую, Тархатинскую и Бертекскую впадины. Кайнозойские отложения подразделяются на два структурных яруса, нижний из которых представлен глинисто-гравийной толщей с прослоями каменных углей и мергелей, датируемых палеогеном и неогеном [Девяткин, 1965; Богач-кин, 1981], а верхний — грубообломочными отложениями ледникового, водноледникового и аллювиально-пролювиального генезиса, относимыми к позднему неогену и четвертичному периоду.


<Геологическая история территории нашла отражение не только в литологии отложений, но и в морфологии их складчатости. Зоны высокометамор-физованных пород каледонских антиклинориев не имеют аналогов в синкли-нории. Они собраны в узкие изоклинальные складки с интенсивной гофрировкой крыльев. «Средние» структурные этажи каледонских антиклинориев соответствуют нижнему этажу раннегерцинского синклинория. Они собраны в узкие простые линейные складки с крутым падением крыльев. Простирание шарниров складок совпадает с простиранием структур первого порядка. Верхние этажи всех трех зон нередко не могут быть отнесены точно к какой-либо из зон, поскольку сформировались в ходе герцинского этапа тектогенеза уже по завершении главной складчатости. Отложения верхних этажей обычно собраны в брахиформные и сундучные складки. Средний структурный этаж син-клинория не имеет сколько-нибудь распространенных аналогов в соседних зонах. Собственно, именно наличие этого этажа и позволило в свое время отнести синклинорий к раннегерцинским структурам [Кузнецов, 1963]. Отложения этого этажа собраны в широкие и неглубокие складки с частой ундуля-цией шарнира. Простирание их часто перпендикулярно общему простиранию синклинория.


<Совершенно особым этапом развития территории является кайнозойский, в ходе которого консолидированная область хотя и не испытала складчатости, но была разбита на серию вытянутых в северо-западном направлении глыб, подвергавшихся горизонтальным перемещениям с различными вертикальными составляющими амплитуды. В пределах отставших в воздымании глыб накапливались терригенные континентальные кайнозойские отложения.


5.3. Структурно-литологические комплексы


<Для сопоставления геологических тел с формами современного рельефа Алтая мы выделяем особые единицы, включающие геологические образования со сходными физико-химическими свойствами и, соответственно, в равной степени устойчивые к выветриванию и денудации.


<Очевидно, что обычная геологическая карта отражает, в первую очередь, возраст стратифицированных образований, и только для нестратифицирован-ных основным картировочным признаком является состав, что и показывается цветом. Карты средних и крупных масштабов, кроме того, несут информацию о составе пород и о характере их деформаций. Именно ее мы и хотим вычленить для выяснения степени выраженности палеозойско-мезозойских геологических образований в морфологии современного рельефа.


<Стратифицированные образования юго-восточной части Горного Алтая собраны в складки разнообразной морфологии. Можно выделить шесть типов складчатости:








<На юго-востоке Горного Алтая широко развиты как стратифицированные образования, так и нестратифицированные: стратифицированные (осадочные) собраны в складки, а нестратифицированные (интрузивные) пронизывают стратифицированные. Все они образуют характерные ассоциации пород. Мы выделяем восемь литологических типов стратифицированных и три петрологических типа нестратифицированных образований.


<Стратифицированные образования:


<1    — кристаллические сланцы и гнейсы, кварциты (теректинская свита позднего протерозоя и более молодые метаморфические породы);


<2    — мраморы, мраморизованные известняки; известняки (баратальская свита рифея и каянчинская свита силура);


<3    — алевролиты, песчаники, конгломераты (горно-алтайская свита позднего кембрия-раннего ордовика);


<4    — песчаники, алевролиты, известняки, конгломераты (каракудюрская и уландрыкская свиты раннего девона, бельгебашская и ташантинская свиты среднего девона, бар-бургазинская и богутинская свиты позднего девона, бет-суканская свита раннего силура);


<5    — основные и кислые эффузивы и туфы (манжерокская и каинская свиты кембрия, куратинская и аксайская свиты среднего девона);


<6    — сланцы, алевролиты, каменные угли (кызылташская свита карбона);


<7    — глины, конгломераты, галечники, бурые угли (свиты палеоген-неогена);


<8    — валунники, валунные суглинки, глины, галечники (ледниковые, водноледниковые и другие четвертичные отложения).


<Нестратифицированные образования:


<9    — гранитоиды (плагиограниты, гранодиориты, кварцевые диориты и гранитогнейсы);


<10    — габброиды (габбро-нориты, габбро);


<11    — гипербазиты (перидотиты и серпентиниты).


<Для гранитоидов характерна обширная зона экзоконтакта, менее выраженная у габброидов и практически отсутствующая у гипербазитов.


<Описанные литологические типы подверглись складчатым деформациям, однако не каждый всем шести их разновидностям. Выделено шесть структурно-литологических групп, а в них — 15 подгрупп. Группы определены по вещественному составу, подгруппы — по вещественному составу и структурным особенностям. Исключение составляет группа интрузивных образований, подгруппы которой выделены только по вещественному составу.


<Группа новейших слаболитифицированных и нелитифицированных образований А включает две подгруппы. Палеоген-неогеновая подгруппа А1 представлена литологическим типом 7 (карачумская, кошагачская, туерыкская, кы-зылгирская, бекенская, башкаусская свиты). Плейстоцен-голоценовая подгруппа А2 представлена литологическим типом 8 (ледниковые, водно-ледниковые, пролювиально-аллювиальные осадки). Отложения обеих подгрупп собраны в складки VI типа. К группе А тесно примыкают специфические нелитологические образования, достаточно широко распространенные в высокогорье юго-востока Алтая. Речь идет о ледниках и фирновых полях. Их можно объединить в третью подгруппу группы А, но мы делаем это лишь на схеме пространственного распространения структурно-литологических групп (рис. 31), поскольку считаем, что этот объект требует отдельного рассмотрения, так как принадлежит уже не литосфере, а гидросфере.


<В группу терригенных хорошо литифицированных образований Б входит четыре подгруппы. Кембрий-ордовикская Б1 представлена литологическим типом 3 (горно-алтайская свита). Отложения этой подгруппы собраны в складки II типа. Ордовикская подгруппа Б2 представлена литологическим типом 4 (ханхарийская и таарлаганская свиты). Ее отложения собраны в складки


3 объединяет отложения типа 4, собранные в складки IV типа (каракудюрская , уландрыкская , ташантинская, белгебашская, бар-бургазинская, богутинская и бетсуканская свиты). Карбоновая подгруппа Б4 включает породы литологического типа 6, дислоцированные по V типу (кызылташская свита). Следует отметить , что этот литологический тип и этот тип складчатости характерны только для данной подгруппы.


<Группа карбонатных образований В объединяет две подгруппы: рифейско-кембрийскую В1 и силурийскую В2. Они представлены литологическим типом 2, а различаются тем, что первая подгруппа дислоцирована по I типу (бара-тальская и каянчинская свиты), вторая — по III типу (белобомская свита).


<Группа метаморфических образований Г условно может быть разделена на две подгруппы. Раннепалеозойская Г1 включает литологические породы типа 1, дислоцированные по I типу (теректинская свита), палеозойская Г2 включает породы того же литологического типа, собранные в складки I и II типов (метаморфизованные породы горно-алтайской и других свит палеозоя).


<Группа эффузивных образований Д объединяет две подгруппы. Кембрийская подгруппа Д1 — это зеленокаменные измененные эффузивы типа 5, собранные в складки I типа (манжерокская и каинская свиты), девонская подгруппа Д2 — также породы литологического типа 5, но собранные в складки



<Группа интрузивных образований Е включает три подгруппы, выделенные по петрологическим признакам. Гранитоидная подгруппа Е1 представлена гранитами, гранитоидами и гранитогнейсами. Габброидная подгруппа Е2 объединяет габбро-нориты и диориты. Подгруппа гипербазитов Е3 представлена перидотитами и серпентинитами.


<Выделенные нами структурно-литологические подразделения играют далеко не равноценную роль в строении поверхности юго-восточной части Горного Алтая. Пять групп из шести представлены достаточно широко, составляя от 10,7 до 36,5 % от общей площади этой территории. Исключение составляет только группа карбонатных образований, выходы пород которой на поверх-



Рис. 31. Схема распространения структурно-литологических комплексов в юго-восточной части Горного Алтая.


1-3 — группа новейших слаболитифицированных и нелитифицированных образований: 1 — палеоген-неогеновая, 2 — четвертичная подгруппы, 3 — ледники и фирновые поля; 4-7 — группа терригенных хорошо литифицированных образований: 4 — кембро-ордовикская, 5 — ордовикская, 6 — девонско-силурийская, 7 — карбоновая подгруппы; 8, 9 — группа карбонатных образований: 8 — рифейско-кембрийская, 9 — силурийская подгруппы; 10, 11 — группа метаморфических образований: 10 — раннепалеозойская, 11 — палеозойская подгруппы; 12, 13 — группа эффузивных образований: 12 — кембрийская, 13 — девонская подгруппы; 14-16 — группа интрузивных образований: 14 — гранитоидная, 15 — габброидная, 16 — гипербазитовая подгруппы, 17 — границы между структурно-литологическими группами.


Образования группы Б тяготеют к ряду тектонических структур. Подгруппа В1 образует основу прогибов каледонских антиклинориев и в виде отдельных блоков встречается в пределах раннегерцинского син-клинория. Подгруппа Б3 полностью соответствует гер-цинским прогибам, а Б4 — узким грабенам вдоль долгоживущих региональных разломов. Породы группы В тяготеют к двум тектоническим элементам. Образования В1 не встречаются за пределами салаирских анти-клинориев, а В2 образуют прогибы в раннегерцинском синклинории.


Образования группы Г слагают тектонические выступы в каледонских актиклинориях. Подгруппа Д1 распространена только в пределах салаирских антикли-нориев, подгруппа Д2 совместно с образованиями Б3 выполняет герцинские прогибы. Образования группы Е распространены в юго-восточной части Горного Алтая наиболее бессистемно, но и они испытывают определенное тяготение к некоторым тектоническим элементам. Так, интрузии Е1 тяготеют к осевым частям каледонских антиклинориев, а образования, относимые к Е2 и Е3, не встречаются за пределами салаирских антиклинориев и выступов в пределах каледонских антиклинориев.


В ходе длительного периода геологической истории в пределах рассматриваемой территории сформировались геологические тела, резко отличные по вещественному составу и характеру залегания, что позволяет выделить ряд структурно-литологических единиц, различающихся по этим признакам.


ность составляют лишь 3 %. Если смотреть по подгруппам, то здесь неравномерность распределения более заметна. Семь подгрупп из 15 (А2, Б2, Б3, Г1, Г2, Д2, Е2) представляют 87,3 % от общей площади, а на остальные восемь приходится всего 12,7 %.


Пространственно структурно-литологические единицы распространены также достаточно неравномерно. Они отчетливо приурочены к характерным тектоническим элементам, поскольку связаны с ними генетически. Особенности осадконакопления, дислокации осадков и внедрения интрузивов определяют выделение как структурно-литологических, так и тектонических элементов. Так, образования группы А почти исключительно локализованы в пределах альпийских впадин. Подгруппа А1 тяготеет к их периферии, а А2 образует почти всю земную поверхность в их пределах.


5.4.  Основные элементы рельефа Юго-Восточного Алтая


Для целей сопоставления геологического строения и рельефа поверхности достаточно воспользоваться несколько модернизированными представлениями, оформившимися в 30-е годы XX в. [Щукин, 1933, 1938], когда в рельефе выделялись макро-, мезо- и микроформы. Под макроформами мы понимаем объекты ранга горных хребтов и межгорных впадин, под мезоформами — объекты типа долин и конусов выноса, а под микроформами — такие объекты,



Рис. 32. Формы макрорельефа юго-восточной части Горного Алтая.


а — границы, отделяющие приподнятые блоки от впадин; б — разделяющие ступени в пределах приподнятых блоков; в — долины рек, приуроченные к новейшим грабенам; г — долины рек, связанные с зонами сдвига.


1    — скальные породы палеозоя, 2-5 — слаболитифицированные и рыхлые породы кайнозоя:


2    — озерные и пролювиальные осадки, испытавшие приразломные дислокации, 3 — коллювиаль-ные осадки, 4 — аллювиальные осадки, 5 — моренные отложения; 6, 7 — зоны разломов: 6 — взбросов, 7 — сдвигов.


как бугры мерзлотного пучения, эрозионные рытвины и т. п. Базовым масштабом для изучения и геоморфологического картографирования макрорельефа в пределах рассматриваемой территории является 1:500 000, мезорельефа — 1: 50 000, а микрорельефа —1: 5000.


При картографировании в масштабе 1: 500 000 можно показать все формы макрорельефа и отдельные наиболее крупные формы мезорельефа, а все остальные элементы низких рангов — только внемасштабными знаками. При картографировании мезоформ (1: 50 000) в масштабе выразимы также отдельные формы микрорельефа. Очевидно, что путем генерализации возможно изменение масштабов картографирования в сторону их уменьшения, но, как правило, не более чем в два раза. Мы не претендуем на универсальность приведенной классификации, однако для юго-восточной части Горного Алтая ее применение очень удобно. Поскольку мы стремимся установить соотношение одноранговых геологических и геоморфологических объектов, то основное внимание уделим формам макрорельефа.


В пределах юго-восточной части Горного Алтая мы выделяем четыре вида макрорельефа (рис. 32 и 33) [Новиков, 1992а, 1996а, 1998]. По сравнению с проведенным в гл. 1 орографическим описанием это более дробное деление, когда из состава хребтов вычленяются составные элементы.


Горные хребты представляют собой вытянутые положительные формы рельефа. Ширина их обычно до 50-60 км, а длина превышает ширину в 2-5 раз. В поперечном разрезе они имеют, как правило, характерное блоковое строение, когда плавно снижающаяся к краям поверхность, объединяющая высотные отметки водоразделов с углами наклона 0-12°, резко сменяется поверхностью уступа с углами наклона 28-30°, ограничивающего хребет. Этот уступ может быть бортом долины или иметь характер одностороннего уступа, отделяющего хребет от дна межгорной впадины или от более низкого соседнего хребта.


Абсолютные высоты водораздельных частей хребтов рассматриваемой территории лежат в диапазоне от 2500 до 4500 м, их превышение над подножием ограничивающего уступа обычно от 1000 до 2000 м, глубина долин колеблется в пределах 300-1000 м. Для хребтов юго-восточной части Горного Алтая характерно двухчленное строение, когда параллельно главному водоразделу их макросклоны нарушают один или несколько уступов, разделяющих хребты на верхнюю и нижнюю ступени. Там, где соседние долины сближены бортами или верховьями, водоразделы отрогов и самого хребта имеют гребневидный характер, но чаще в приводораздельных частях сохранились остатки, местами довольно обширные, уплощенного древнего рельефа.


Долины, дренирующие высокие части хребтов, обычно имеют характер трогов, в более пониженных частях они V-образные. В качестве основных элементов горных хребтов мы выделяем на макроуровне только их верхнюю и нижнюю ступени и примыкающие к ним горные массивы, если же хребет не имеет ступенчатого строения, он выделяется как один элемент. Очевидно, что высоты хребтов определяются тектонически, а повсеместная сохранность фрагментов древнего рельефа дает основание считать, что абсолютные высоты хребтов не испытали существенного снижения в процессе денудации.



Рис. 33. Основные орографические элементы юго-восточной части Горного Алтая.


1-4 — границы между орографическими элементами: 1,2 — тектоногенные уступы (1 — отделяющие приподнятые блоки от впадин, 2 — разделяющие ступени в пределах приподнятых блоков), 3,4 — долины рек (3 — приуроченные к новейшим грабенам, 4 — связанные с зонами сдвига); 5 — сквозные тектоногенные долины; 6 — районы развития кайнозойских отложений; 7 — области выхода на поверхность палеозойских пород.


Хребты: Сальджар (Сж), Инской (Ин), Айгулакский (Аг), Курайский (верхняя ступень — Кр 1, нижняя ступень — Кр2), Чулышманский (верхняя ступень — Чш1, нижняя ступень — Чш2), Чихачева (верхняя ступень —4x1, нижняя ступень — 4x2), Теректинский (верхняя ступень — Тр 1, нижняя ступень — Тр2), Шавлинский (Шв), Северо-Чуйский (СЧк), Катунский (верхняя ступень — Кт1, нижняя ступень — Кт2, выступ в пределах нижней ступени — Кт1-2), Южно-Чуйский (верхняя ступень — ЮЧк1, нижняя ступень — ЮЧк2), Коксинский (Кс), Южно-Алтай-ский (верхняя ступень — ЮАл1, нижняя ступень — ЮАл2). Горные массивы: Кубадринский (Кб), Башкаусский (Бш), Тапдуайрский (верхняя -ступень — Тд1, нижняя ступень — Тд2), Эстулинский (верхняя ступень — Эс1, нижняя ступень — Эс2), Чаган-Узунский (Чу), Чиндагатуй-ский (Чд), Калгутинский (Кг), Саржематинский (Срж). Плато: Укок (Ук), Сайлюгем (Сл). Межгорные впадины: Сорлукольская (Ср), Ештыкольская (Еш), Курайская (денудационная часть — Крв1, аккумулятивная часть — Крв2), Илдыскельская (Илд), Чуйская (денудационная часть — Чкв1, аккумулятивная часть — Чкв2), Кокуринская (Кк), Богутинская (Бг), Самахинская (денудационная часть — Cxi, аккумулятивная часть — Сх2), Тархатинская (денудационная часть — Тх1, аккумулятивная часть — Тх2), Бертекская (Бт).


Плато (плоскогорья) существенно отличаются по всем параметрам от описанных форм макрорельефа. Это крупные, слабо вытянутые положительные формы до 70 км в длину и до 50 км в ширину. Они неглубоко расчленены пологосклонными долинами и представляют собой, по существу, слабо измененные большие участки древнего рельефа. Гидросеть здесь имеет выраженный дендро-видный характер. Высоты плавно увеличиваются от краев к центру. Разница абсолютных высот в краевых и центральных частях плоскогорий составляет обычно 500-700 м, максимальные абсолютные высоты колеблются от 2900 до 3200 м. Как главные, так и боковые водоразделы име-


Горные массивы представляют собой изометричные положительные формы рельефа. Их размеры в поперечнике обычно от 20 до 40 км. Если не учитывать их конфигурации в плане, они во многом сходны с горными хребтами. Массивы имеют аналогичный поперечный разрез, в них также могут выделяться высокая и нижняя ступени. Абсолютные высоты их водораздельных частей, характер долин и водоразделов во многом похожи на соответствующие характеристики хребтов. Долины, дренирующие склоны горных массивов, направлены в разные стороны от центральной части.


В отдельных случаях все отроги собираются в одной точке, и там располагается главная водораздельная вершина — орографически выраженный центр массива, но чаще две или более глубоко врезанные в массив долины соединяются верховьями, образуя сквозные долины. При этом возникает несколько орографических центров с приблизительно равными высотами. Горные массивы располагаются обычно на продолжении горных хребтов и на топографических картах показываются как их части.


ют увалистую форму, местами в них врезаны небольшие кары. Главные водораздельные линии в плане сильно извилисты в связи с тем, что водосборные воронки дренажной сети противоположных макросклонов поочередно вдаются в осевую часть плоскогорий.


Межгорные впадины — последний из четырех типов макрорельефа, выделенный нами в юго-восточной части Горного Алтая. Они различаются по размерам и по высотному положению днища. Все рассмотренные впадины имеют несколько вытянутую форму. Их длина от 15 до 80 км, а ширина от 5 до 40 км. Абсолютные высоты днищ колеблются от 1500 до 2500 м. В отличие от горных хребтов, массивов и плоскогорий в строении впадин помимо денудационных поверхностей большую роль играют аккумулятивные элементы. Продукты разрушения, вынесенные по долинам из окрестных гор, образуют обширные моренные поверхности в высоких впадинах, водно-ледниковые, аллювиальные и озерные в низких. В настоящее время они являются объектами денудации, и реки выработали в них широкие ящикообразные долины глубиной в центральных частях от первых до десятков метров, а по периферии — и до первых сотен метров. В тех местах, где из-под рыхлых отложений обнажается в пределах впадин поверхность палеозойского основания, мы выделяем денудационные части межгорных впадин.


5.5.  Соотношение геологического строения и орографического устройства


В строении района отчетливо выделяются три комплекса геологических тел. Первый сформировался в основном в конце протерозоя-палеозое, второй (преимущественно интрузивный) — на протяжении мезозоя, третий — в кайнозое. Если от момента заложения двух древних комплексов до возникновения наиболее древних из дошедших до нас элементов рельефа прошел большой период времени, то молодой комплекс геологических образований сформировался синхронно с развитием современного рельефа. Естественно, что сопоставление геологического и геоморфологического строения этих палеозойско-мезозойской и кайнозойской генераций геологических тел необходимо проводить раздельно.


Сравнение схем тектонического устройства и распространения структурно-литологических подразделений со схемой орографического устройства однозначно показывает на существование отчетливой связи между расположением и конфигурацией полей распространения осадков из группы новейших слаболитифицированных образований и межгорными впадинами современного рельефа. Есть все основания полагать, что тектонические процессы в этом случае тесно связаны с седиментогенезом и формированием рельефа. Это проявляется как на уровне макрорельефа, когда области развития соответствующих геологических образований в значительной степени пространственно совпадают с расположением аккумулятивных частей межгорных впадин, так и, судя по нашим исследованиям Курайской межгорной впадины [Новиков, 1989], на мезоуровне, где различные по возрасту и генезису геологические тела соответствуют формам мезорельефа.


Это характерно не только для плейстоцен-голоценовой подгруппы структурно-литологических образований, но и для палеоген-неогеновой подгруппы, образования которой выходят на дневную поверхность только в пределах денудационных элементов мезорельефа по периферии межгорных впадин. Новейшие разломы с большими амплитудами перемещения часто образуют естественные границы впадин, как это имеет место на севере Курайской и Чуйской впадин и на юге Бертекской. Очевидно, что существует прямая, генетически обусловленная связь между новейшими тектоническими, структурнолитологическими и орографическими образованиями.


При сопоставлении древних геологических образований, которые слагают все положительные формы рельефа района, с его современным рельефом не приходится ожидать прямой генетической связи между геологическим и геоморфологическим строением. Все структурно-литологические подразделения рассматриваемой территории, за исключением группы новейших слаболи-тифицированных и нелитифицированных образований, сформировались задолго до возникновения современного рельефа. Теоретически возможно несколько типов соотношения геологического строения древних толщ и интрузивных образований со строением современного рельефа.


Во-первых, это пассивное воздействие геологической структуры на рельеф. Оно заключается в том, что экспонированные на земной поверхности горные породы имеют различные физико-химические свойства и вследствие этого в разной степени устойчивы к воздействию экзогенных процессов. В ходе длительной денудации происходит их избирательное разрушение, и более устойчивые образуют возвышенности, а менее устойчивые — понижения между ними. Такие воздействия на развитие рельефа можно считать доказанными, когда в рельефе отчетливо выражены древние геологические тела с нормальными стратиграфическими, древними тектоническими и интрузивными контактами.


Во-вторых, возможно активное воздействие, когда в рельефе находят выражение геологические тела с разломными границами. Это происходит в том случае, если движения по разломам образуют новые тектонические контакты или обновляют старые, одновременно формируя блоковый костяк современного рельефа. Подобные движения давно предложено именовать «морфотектоническими». Теоретические и терминологические аспекты соотношения рельефа и молодых разломных движений подробно рассмотрены Г. И. Худяковым [1977] и повторять их нет необходимости.


Состав кристаллических пород, выходящих на дневную поверхность в пределах горных сооружений рассматриваемой территории, очень благоприятен для проявления избирательной денудации. Здесь развиты такие устойчивые к денудации породы, как гранитоиды, кристаллические сланцы и известняки, которые залегают среди малоустойчивых к денудации песчано-сланцевых толщ. Однако различия в вещественном и структурном строении горных пород на уровне макрорельефа практически не проявляются в геоморфологическом строении (рис. 34). Почти все крупные элементы макрорельефа включают в себя несколько областей распространения пород разных структурнолитологических типов, что никак не отражено в их макро- и мезорельефе.



Рис. 34. Схема соотношения полей распространения устойчивых к денудации пород и возвышенных участков в рельефе юго-восточной части Горного Алтая.


1 — поля, устойчивые к денудации; 2 — возвышенные участки; 3 — возвышенные участки, сложенные устойчивыми к денудации породами.


Так, в пределах Южно-Чуйского хребта соседствуют вершины с отметками около 4000 м, сложенные метаморфическими кристаллическими сланцами и песчано-сланцевыми отложениями горно-алтайской свиты; высокая ступень хр. Чихачева, сформированная девонскими терригенно-сланцевыми толщами, пронизанными гранитоидными интрузиями, соседствует с Тапдуайрским массивом девонских сланцев. В пределах плоскогорья Сайлюгем представлены породы пяти структурно-литологических комплексов, при этом его геоморфологическое строение на макро- и мезоуровне исключительно однородно.


Нельзя утверждать также, что границы между формами макрорельефа повсеместно проходят по смене структурно-литологических комплексов. Это верно только для границ между межгорными впадинами и положительными формами макрорельефа. В остальных случаях связь между нормальными стратиграфическими и интрузивными границами с полями распространения структурно-литологических типов не проявляется.


Избирательная денудация проявляет себя только на уровне микрорельефа, особенно на участках древнего выровненного рельефа, где отчетливо отпрепарированы выходы устойчивых пород, как это имеет место в осевой части Ку-райского хребта, там на древней пологой поверхности кристаллических сланцев и гнейсов отчетливо выступают гряды, сложенные гранитогнейсами. Структурно-литологические свойства коренных пород иногда проявляются и в аккумулятивном микрорельефе долин, расчленяющих хребты. Так, в долинах центральной части Южно-Чуйского хребта, сложенных кристаллическими сланцами и гнейсами, дающими при разрушении много песка, развит эоловый микрорельеф, чего не наблюдается в других хребтах, сложенных эффузивноосадочными образованиями.


Есть все основания полагать, что структурно-вещественный фактор практически не повлиял на формирование крупных элементов геоморфологической структуры юго-восточной части Горного Алтая, однако его роль повышается по мере понижения ранга рассматриваемых геоморфологических объектов. Им можно пренебречь при анализе общего геоморфологического строения территории и его неотектонической структуры, допуская, что все древние хорошо литифицированные породы ведут себя здесь аналогично при разрушении в ходе новейшей тектонической активизации.


Поскольку мы установили, что избирательная денудация мало повлияла на процесс формирования современного рельефа, а древние складчатые горные сооружения были уничтожены в ходе мел-палеогенового этапа выравнивания, можно говорить лишь об обновлении древних тектонических линий в ходе новейшей тектонической активизации. Сравнительный анализ тектонической и геоморфологической схем рассматриваемой территории показывает наличие в ее пределах ряда тектонических элементов, частично выраженных в современном рельефе (рис. 35). Все они являются тектоническими выступами, сложенными позднепротерозойскими и палеозойскими метаморфическими породами, и ограничены зонами крупных разломов.


Курайско-Телецкий и Оройский выступы в современном рельефе выражены Кубадринским горным массивом и западным окончанием верхней ступени Курайского хребта. Теректинский выступ выражен в виде верхней ступени Теректинского хребта и выступа на поверхности нижней ступени Катун-ского хребта. Катуно-Чуйский выступ соответствует осевым зонам верхних ступеней Катунского и западной части Южно-Чуйского хребтов. Таким образом, на новейшем этапе тектонической активизации возобновились движения по отдельным отрезкам многих глубинных разломов, и все без исключения древние горсты, сложенные метаморфическими породами, испытали повторное воздымание.


Определенную связь между девонскими прогибами и современными горными сооружениями можно обнаружить также при анализе их взаимного расположения. Однако степень совпадения границ их здесь намного ниже, чем для перечисленных горстов, ограниченных глубинными разломами. Так, на месте Калгутинского прогиба находится одноименный горный массив, на месте северного отрезка Ташантинского прогиба расположены Тапдуайрский массив и южная оконечность хр. Чихачева, а на месте Бельгебашского прогиба — центральная, самая высокая часть Северо-Чуйского хребта и Эстулинский горный массив. Таким образом, современные крупные горные массивы не приуроче-



Рис. 35. Схема соотношения основных разрывных структур палеозойско-мезозойского и кайнозойского возраста юго-восточной части Горного Алтая.


1 — палеозойские и мезозойские разломы; 2 — кайнозойские разломы; 3 — участки их совпадения.


ны только к Каракольскому прогибу и южной части Бельгебашского, и можно склониться к мнению, что девонские прогибы Алтая были частично инверси-рованы в ходе новейшей тектонической активизации в виде блоков.


Многие границы между элементами макрорельефа, если только они не совпадают с обновленными глубинными разломами, не отражены на среднемасштабных геологических картах. В то же время по комплексу геоморфологических признаков часто несомненна их тектоногенная природа. Наличие крутых прямолинейных склонов, не связанных с эрозионной деятельностью и избирательной денудацией, часто образующих односторонние уступы высотой 300-500 м, пересекающих речные долины, просто не находит другого объяснения. Их сочетание в плане дает характерную картину боковых дислокаций под воздействием горизонтального сжатия по оси субмеридионального простирания с развитием сдвиго-взбросов и взбросов по осям северо-западного и юго-западного (в меньшей степени) простирания.


Очевидно, что геологическое картографирование масштаба 1:200 000, проведенное на большей части рассматриваемой территории и не сопровождавшееся специальными геоморфологическими работами, было ориентировано исключительно на выявление палеозойской геологической структуры. Оно не фиксировало даже новейшие разломы с вертикальными амплитудами смещения до 500 м, рассекающие монотонные осадочные толщи без четких маркирующих горизонтов в тех случаях, когда перемещения по разлому не приводили к контакту пород, относящихся к разным свитам.


Приведенные сведения о геологическом строении и геоморфологии территории свидетельствуют о том, что на протяжении фанерозоя здесь неоднократно формировались горные сооружения. До начала формирования современных горных сооружений на Алтае существовала низменная денудационная равнина, выработанная в сложно построенном геологическом субстрате. Несмотря на то что сведения о древних этапах орогенеза мы получаем, изучая геологическое строение, а данные о новейшем орогенезе — преимущественно при геоморфологических исследованиях, отметим значительное сходство в ориентации и морфологии структур. И древние, и новейшие структуры имеют вид веерообразно расходящихся к северо-западу систем и фиксируют сдвиговые перемещения.


В ходе интенсивных кайнозойских тектонических движений на Алтае не было условий для препарировки геологических тел денудационными процессами. Разрушение растущих горных сооружений свелось не к их высотному снижению, а к их расчленению. Позднепалеозойские движения, сформировавшие основные древние тектонические структуры территории, имели, судя по современным геологическим данным, большие амплитуды горизонтального перемещения, чем мезозойские и тем более кайнозойские. Связано это с тем, что последние происходили в континентальных условиях на фоне увеличения прочности земной коры. Основные кайнозойские разрывные нарушения лишь частично обновляют зоны палеозойских и мезозойских разломов, и кайнозойская структура области деформаций, хотя и имеет сходную форму конского хвоста, образована новой системой разрывов, лишь на отдельных участках наследующих наиболее крупные палеозойские и мезозойские разрывные нарушения.


Если в пределах Монгольского Алтая простирания разрывных структур палеозойского основания и новейших разрывных нарушений совпадают и новейшие нарушения часто обновляют линии древних тектонических контактов, то в Русском Алтае наблюдается повсеместное нарушение этой закономерности. Новейшие разрывы используют здесь палеозойские зоны разломов лишь на отдельных отрезках, а обычно секут их под разными углами. Наиболее часто совпадают с палеозойскими разломными зонами субширотные участки новейших правых сдвигов, и, вероятно, это заложение транспрессионных изгибов напрямую связано с пересечением новейшими сдвигами крупных разломных зон палеозойского заложения. Общей закономерностью в соотношении палеозойской и новейшей структур Горного Алтая следует считать снижение степени унаследованности по сравнению с Монгольским Алтаем.

Глава 6


ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ, СЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЯВЛЕНИЯ НОВЕЙШЕЙ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ АКТИВИЗАЦИИ ТЕРРИТОРИИ


6.1.Сейсмичность Алтая


Сведения о сейсмичности Алтая и сопредельных районов приведены в ряде публикаций [Хованова, 1961; Масарский, Горбунова, 1964; Масарский и др., 1968; Масарский, Кейснер, 1971; Жалковский, 1967; Жалковский и др., 1975, 1978, 1980; Рейснер, 1971; Новый каталог..., 1977; Благовидова и др., 1986; и др.]. Поскольку до начала 60-х годов в регионе отсутствовала сеть сейсмических станций, данные о землетрясениях были неточными. Из-за большой удаленности имевшихся станций наблюдения ошибки в определении эпицентров землетрясений превышали 100 км [Хованова, 1961; Новый каталог., 1977; и др.]. Региональная сеть сейсмостанций была создана в 1959-1962 гг. главным образом для регистрации подземных ядерных испытаний. Большинство упомянутых исследователей основывались на результатах кратковременных наблюдений, полученных в 60-е годы.


Более полной является работа Н. Д. Жалковского и др. [1995], в которой по данным региональной сети сейсмических станций за 1963-1991 гг. исследуются основные закономерности пространственного распределения землетрясений Алтае-Саянской области и степень ее дифференциации по уровню сейсмической активности (частоте возникновения землетрясений). За рассматриваемый период в пределах Алтая в его ближайшем окружении произошло около 1000 землетрясений с К  10 (МП 3,5) (рис. 36). Существующие сведения не позволяют точно определять глубину их очагов. По косвенным признакам устанавливается, что большинство землетрясений региона зарождается в верхней части земной коры на глубине менее 25 км с максимумом на глубинах 10-15 км. В последние годы в процессе анализа пространственно-временных закономерностей сейсмичности Алтая наметился существенный прогресс [Ема-нов и др., 2003].


Землетрясения в пределах мобильной зоны Алтая возникают повсеместно, но по уровню активности территория резко неоднородна. На долю районов с относительно высокой сейсмической активностью, суммарная площадь которых составляет лишь 8 % от общей площади, приходится около 65 % всех регистрируемых землетрясений. Основные эпицентральные зоны расположе-



Рис. 36. Схема расположения эпицентров землетрясений с К  10 (М  3,5) (по [Жалковский и др., 1995] с изменениями).


Штриховкой отмечены горные сооружения Алтая.


ны на границах Русского Алтая с Тувой и Зайсанской впадиной, Монгольского Алтая с Котловиной Больших Озер и Джунгарией и в центральной части Монгольского Алтая. Наиболее сейсмичными оказываются главным образом границы горной страны с обрамляющими ее территориями. Считается, что различия в геологическом строении и развитии разных районов сказываются только на частоте землетрясений, но не на их максимальной величине [Жалковский, Мучная, 1979; Жалковский и др., 1995].


Результаты анализа параметров механизма очагов 141 землетрясения свидетельствуют о разделении Алтае-Саянской области на две основные зоны с различной ориентацией осей главных напряжений в земной коре. Поле сейсмотектонических деформаций земной коры, рассчитанное по данным о механизме очагов, характеризуется сложной мозаичной структурой при относительной устойчивости направлений оси максимального укорочения. Условная граница между этими зонами проходит вдоль Шапшальского хребта и по восточной окраине Монгольского Алтая. В западной зоне, включающей в себя Русский и Монгольский Алтай, земная кора находится в условиях преимущественного близгоризонтального сжатия, разряжающегося в горизонтальных подвижках в северо-северо-западном направлении. В восточной зоне, охватывающей Западный и Восточный Саяны, южную часть Тувы и прилегающую к ней территорию Западной Монголии, преобладающее близгоризонтальное сжатие реализуется преимущественно в северо-северо-восточном направлении.


За последние 250 лет катастрофические землетрясения многократно происходили в Монгольском и Гобийском Алтае [Молнар и др., 1995]. В Горном Алтае и в пределах его ближайшего обрамления за период инструментальных наблюдений до событий 2003 г. были известны, за двумя исключениям, только мелкие и средние землетрясения.


Этими исключениями являются землетрясение 21.09.1923, названное Чуйским 1, с магнитудой 6,0, эпицентр которого из-за продолжающихся боевых действий гражданской войны в данном районе Алтая специалистами не посещался, и Зайсанское землетрясение, произошедшее 14 июля 1990 г. Магнитуда его была 6,6-6,9; 3 августа того же года последовал афтершок с магнитудой 6,0-6,3; интенсивность сотрясений в эпицентре не превышала 8 баллов по шкале MSK-64. Гипоцентр главного толчка находился на необычно большой для региона глубине (35-40 км), что обусловило относительно небольшую площадь области 8-балльных сотрясений на поверхности (рис. 37). Значительная глубина расположения гипоцентра обусловила сравнительно скромное проявление геологических явлений, вызванных землетрясением. На поверхности возникли небольшие трещины, наблюдались грязевые и водопесчаные выбросы из трещин и грифонов, а также мелкие обвалы коренных пород [Рогожин, Леонтьев, 1992а, б].


Сильные землетрясения 2003 г., произошедшие на территории, прежде являвшейся относительно спокойной, грянули буквально как гром среди ясного неба. По удачному стечению обстоятельств годом раньше именно на этой территории развернут сейсмологический полигон, так что со временем будет дана достаточно полная картина активизации сейсмических процессов. По данным Геофизической службы СО РАН, только с 27 сентября по 15 октября 2003 г. произошло 77 сейсмических событий с М   3,5, из которых у трех наиболее сильных магнитуда составила 7,5, 6,0 и 6,9, и они вызвали сотрясения силой до 4 баллов на удалении до 1000 км от эпицентра. Эти толчки, ощущавшиеся в крупных городах Алтайского края, Кемеровской и Новосибирской областей и в Восточном Казахстане, вызвали панику среди населения. За этот период пять толчков имели магнитуду 5 и более. Всего в пределах зоны активизации сейсмических толчков разной силы к началу 2004 г. произошло уже более 2000, и процесс, постепенно затухая, все еще продолжается.


6.2. Мощность земной коры Алтая и сопредельных регионов


Сведения о мощности земной коры на рассматриваемой территории, содержащиеся в опубликованных работах, не равноценны по детальности, и ни одна публикация не охватывает весь Алтай [Морсин, Сурков, 1973; Строение..., 1974; Зорин и др., 1988; Chang-qiang et al., 1993; и др]. Наиболее достоверные данные о мощности и строении земной коры дает интерпретация результатов глубинного сейсмического зондирования. В полном объеме такая информация



Рис. 37. Геологическая схема и разрез плейстосейстовой зоны Зайсанского землетрясения (по [Рогожин, Леонтьев, 1992а,б] с изменениями).


1 — эпицентры (гипоцентры) главного толчка (а) и сильнейшего афтершока (б); 2 — поля аф-тершоков эпицентров (гипоцентров); 3 — породы фундамента (доверхнекарбоновые); 4 — основные разрывные нарушения; 5-8 — отложения: 5 — плиоцен-четвертичные, 6 — верхний мел-миоцен, 7 — пермско-триасовые и юрские, 8 — верхнекарбоновые; 9 — область 8-балльных сотрясений; 10 — раздел Мохоровичича.


имеется только для нефтеносных районов Джунгарии и Западной Сибири. Единичные сейсмические профили заходят на территорию Алтая и сопредельных горных сооружений, однозначно свидетельствуя об увеличении мощности земной коры в их пределах по сравнению с окружающими равнинными территориями. Геофизические данные фиксируют также зоны крупнейших разрывных нарушений, ограничивающих горные сооружения.


Два профиля сейсмологических наблюдений в юго-восточной части Русского Алтая пересекли его юго-западную границу, совпадающую в этом месте с Чарским глубинным разломом. По сейсмологическим данным он прослеживается на глубину до 130 км и падает под горные сооружения Алтая под углом около 70°. Вдоль Калба-Нарымского разлома и Иртышской зоны смятия происходит скачкообразное увеличение глубины поверхности Мохорови-чича на 3-4 км, и близвертикальные нарушения сейсмологических границ прослеживаются по вертикали до глубин в 40 км [Булин и др., 1969]. Джунгарский прогиб отделен от окружающих его горных сооружений крупными разломами субширотного и северо-западного простирания. Поверхность Мохоровичича в его пределах залегает на глубине 38-43 км, погружаясь в южном направлении. Под соседними горными цепями она располагается на глубине 43-50 км и более [Kamen-Kaye et al., 1988].


Мощность земной коры в пределах Бийско-Барнаульской и Кузнецкой впадин составляет менее 40 км, быстро увеличиваясь в пределах горного обрамления до 45 км и более [Строение., 1974]. Менее достоверные сведения о мощности земной коры имеются для территории юго-восточной части Русского Алтая и горных сооружений Западной Монголии. Очень приблизительные оценки этих районов базируются на гравитационных данных и расчетах, основанных на корреляционной связи осредненного рельефа земной поверхности и рельефа поверхности Мохоровичича [Морсин, Сурков, 1973; Зорин и др., 1988, 1990; Zorin et al., 1990]. Наиболее достоверны определения мощности земной коры в пределах северо-западной и северной частей Русского Алтая, где проводилось глубинное сейсмическое зондирование [Крылов и др., 1965; Булин и др., 1969].


В пределах Алтая максимальная амплитуда рельефа земной поверхности составляет около 4,4 км, а поверхности Мохоровичича — более 20 км (рис. 38). В строении рельефа нижней границы земной коры Русского Алтая намечается отчетливое выделение северо-западной и юго-восточной зон. Северо-западная зона характеризуется глубинами до поверхности Мохоровичича менее 50 км и отметками рельефа земной поверхности менее километра. В Бийско-Барнаульской и Кузнецкой впадинах поверхность Мохоровичича залегает на глубинах 40 км и менее. Разница в абсолютных высотах впадин существенно не влияет на глубину залегания нижней границы земной коры. Юго-восточная часть Русского Алтая характеризуется общим погружением поверхности Мохоровичича в южном направлении до глубины более 60 км. На фоне погружения поверхности отмечается ряд незамкнутых поднятий и прогибов [Морсин, Сурков, 1973]. Зоны погружения нижней границы земной коры фиксируются под Калбинским, Теректинским и Катунским хребтами.



Рис. 38. Глубина залегания раздела Мохоровичича в районе Алтайской горной системы (по [Булин и др., 1969; Морсин, Сурков, 1973; Строение..., 1974; Зорин и др., 1988; Chang-qiang et al., 1993]).


1 — изолинии раздела Мохоровичича (глубина залегания ниже ур.м., км); 2 — горные сооружения Алтая; 3 — профили глубинного сейсмического зондирования.


В Монгольском Алтае также наблюдается увеличение мощности земной коры. В его осевой части поверхность Мохоровичича залегает на глубинах 55-60 км. Глубина ее залегания уменьшается по мере приближения к бассейнам обрамления (Джунгария и Котловина Больших Озер), где в среднем составляет 40 и 45 км соответственно. Поднятие Гобийского Алтая, скорее всего, слабо выражено в рельефе поверхности Мохоровичича.


б.З Сейсмогеология Алтая


Участкам земной коры с повышенной мощностью, как правило, соответствуют более интенсивные новейшие и современные тектонические движения. Этот параметр отражает объемность энергетического процесса, протекающего в земной коре, и, следовательно, его взаимосвязь с магнитудой землетрясений, происходящих на этой территории [Николаев, 1991]. Молодые горные сооружения, формирование которых интенсивно продолжается, имеют повышенную сейсмичность. В прошедшем столетии катастрофические землетрясения многократно происходили в Монгольском и Гобийском Алтае. В Горном Алтае и в пределах его ближайшего обрамления до недавнего времени [Новиков и др., 2003] такие события не регистрировались.


Возвращаясь с полевых работ из Монголии 27 сентября 2003 г., мы стали свидетелями первого, наиболее сильного толчка с магнитудой, составившей по последним данным 7,5, случившегося в 11ч 33 мин (здесь и далее время по Гринвичу). К первому камнепаду на дороге посередине между Кураем и Акташом мы подъехали через 15 мин после него, не заметив сотрясения во время движения на автомашине. Заночевав в гостинице, мы были разбужены сильными и продолжительными толчками второй волны (в 18 ч 52 мин, М = 7,0). Видимые разрушения ограничивались упавшими печными трубами, развалившимися печами и местами обрушившейся со стен штукатуркой. Разрушения поселка от первых двух толчков позволяют оценить сотрясения в 5 баллов по шкале МSK-64. По дороге в Новосибирск мы наблюдали камнепады вплоть до Белого Бома, а затем выехали из зоны 5-балльных сотрясений.


Мы вернулись на Алтай на следующий день после третьего и пока последнего сильного толчка (01.10.2003, 01 ч 03 мин, М = 6,9). Несмотря на меньшую магнитуду, он ощущался в Акташе значительно сильнее двух первых, поскольку эпицентр располагался ближе. Сотрясения в поселке оцениваются нами в 7 баллов по шкале МSK-64. Они разрушили печи и трубы у тех, кто успел их восстановить, и посеяли панику и недоверие к официальным сообщениям среди местных жителей.


8-балльные сотрясения, зона которых расположена в юго-западном углу Чуйской впадины вдоль ее границы с Южно-Чуйским хребтом, произвели значительные геологические эффекты. Обвалились высокие откосы земляного полотна автодорог. Сформировались разрывы шириной до 0,5 м в рыхлых отложениях. Фонтанировали грунтовые воды со значительными выбросами глинистого материала (до 100 м3). При этом возникли значительные просадки поверхности с образованием. Происходят частые обвалы в рыхлых и скальных обрывах.


Область максимальных 9-10-балльных сотрясений расположена в центре


8-балльной зоны и поражает обилием и масштабами геолого-геоморфологиче-ских преобразований. Обвалы произошли практически во всех скальных выступах. В толще многолетнемерзлых пород сформировался обвал размером до 1000 м в поперечнике и объемом до 30 000 000 м3. Разрывы рыхлых отложений пойм и террас имеют длину до 145 м при ширине до 5 м. Наблюдаются следы фонтанирования грунтовых вод с выбросом до 1000 м3 глинистого материала, после которых остаются огромные зияющие жерла грязевых вулканов. Видно, как крупные валуны, лежавшие на горизонтальной поверхности, подпрыгивали со смещением по горизонтали до 1 м. Зона сосредоточения крупных зияющих разрывов и структур смятия поверхностных отложений образует относительно узкую полосу протяженностью до 5 км к юго-востоку и до 10-15 км к юго-западу от крупнейшего сейсмооползня. Она пересекает долины Кыскыннора (Кускуннура), Талдуры и Чагана, дренирующие южный склон


Северо-Чуйского и северо-восточный склон Южно-Чуйского хребтов, а также водоразделы между ними. Наиболее масштабные разрывы, некоторые длиной более 1 км приурочены к водоразделу Талдура-Кыскыннор.


Сильные землетрясения 2003 г. подтвердили правильность интерпретации многочисленных линейных неэрозионных рвов, оползней рыхлых толщ и обвалов скальных пород Юго-Восточного Алтая как сейсмогенных и оправдали прогноз высокой сейсмической опасности в его пределах. Нами откартированы зоны сотрясений различной интенсивности, относящиеся к трем основным сейсмическим толчкам 27 сентября и 1 октября 2003 г. В силу пространственной сближенности зоны равных сотрясений сливаются, образуя вытянутые в северо-западном направлении овалы. Зона максимальных сотрясений, оцениваемых нами не ниже 9 баллов, пока обнаружена только для первого из трех сильных землетрясений в сентябре-октябре 2003 г. Судя по характеру распределения поверхностных сотрясений, второй толчок практически совпадает с первым и является типичным афтершоком. Третий может оказаться самостоятельным землетрясением с зоной максимальных сотрясений в районе горного узла Биш-Иирду (Северо-Чуйский хребет), слабодоступного в момент проведения работ из-за выпавшего снега. Исходя из ширины зоны 7-балльных сотрясений, трудно ожидать обнаружения в его эпицентре следов толчка силой более чем в 8 баллов. Распространение зон сотрясений разной силы показывает, что в скальных породах колебания затухают быстрее, чем в толщах рыхлых водоносных отложений, выполняющих межгорные Чуйскую и Курайскую впадины, где следы сильных сотрясений прослеживаются на существенно большем удалении от эпицентра.


Наиболее интересна для геологии зона 9-10-балльных сотрясений. Ее основными признаками является наличие крупных поверхностных разрывов и обвалов устойчивых задернованных склонов [Агатова и др., 2004]. Поверхностные разрывы представлены трещинами сдвига, сопряженными с типичными грабенами растяжения и связаны с подвижками по сейсмогенерирующему разрыву, который они трассируют. Судя по их косой ориентировке к направлению линии новейшего разлома, с которым, по-видимому, и связано два первых крупных толчка, и исходя из раздвигового характера этих разрывов, можно предположить правосдвиговый механизм главной подвижки и оперяющий характер наблюдаемых нарушений. Полевое изучение блокового обвала


9-10-балльной зоны показало, что оползни такого масштаба в многолетнемерзлых породах могут развиваться только в результате сейсмических толчков [Новиков и др., 2004]. Прямо на наших глазах происходила деградация мерзлоты в блоках и преобразование обвала в оползень - поток, идентификация которого как сейсмогенного без знания истории его образования будет уже проблематична.


Следует отметить, что произошедшие сейсмические события 2003 г. находятся на пределе чувствительности сейсмогеологического метода. Через несколько лет все деформации, за исключением образовавшихся в пределах 910-балльной зоны, исчезнут. Главный сейсморазрыв проявился на поверхности в виде системы разрывных и пликативных деформаций, поэтому характер смещения по сейсмогенерирующему разлому может быть выявлен прямыми сейсмогеологическими наблюдениями. Все наблюдаемые разрывы вне 9-балльной зоны произошли вследствие растяжения в ходе гидроударов и сейсмо-гравитационных подвижек. Они приурочены к склонам различного генезиса и обводненным участкам.


Многочисленные сейсмодислокации, выявляемые в ходе детального геоморфологического картирования, не оставляют сомнения в высокой сейсмической активности этой территории и в относительно недалеком прошлом [Новиков, 1998]. Сейсмодислокации Горного Алтая отмечались многими, но до последнего времени специально не изучались. Они имеют вид рвов, поверхностных разрывов и крупных обвалов, удаленных от стенок отрыва [Новиков, 1996а]. В связи с низкой до последнего времени сейсмической активностью современного Горного Алтая интерес к палеосейсмодислокациям у исследователей не возникал, и они оставались практически не изученными [Кучай, Тычков, 1987].



Рис. 39. Схема расположения основных сейсмогенных структур и эпицентров сильных землетрясений в Русском (А), Монгольском (В) и Гобийском Алтае (С) (по [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963; Хилько и др., 1985; Молнар и др., 1995] с изменениями).


1 — активизированные разломы; 2 — направление падения сместителя; 3 — правые сдвиги; 4 — левые сдвиги; 5 — эпицентры землетрясений (цифры — номера землетрясений на рис. 40); 6 — районы с абс. высотами более 2000 м.


В последнее десятилетие в изучении геологических следов древних землетрясений наметились существенные изменения. В результате проведенных исследований удалось доказать, что в среднем течении р. Чуи, в Курайской впадине и в западной части Чуйской в прошлом происходили сильные землетрясения с интенсивностью, соответствующей на поверхности 9-10 баллам. Ранее это только предполагалось на основании сходства сейсмотектонических условий Горного и Монгольского Алтая [Рогожин и др., 1995]. Эти землетрясения оставили на поверхности первичные сейсморазрывы и многочисленные сейсмогравитационные дислокации. Сейсмодислокации закартированы на площади длиной 100 и шириной 30 км, что соответствует размерам эпицент-ральной зоны землетрясения с магнитудой более 7. Определение радиоуглеродным методом абсолютного возраста первичных и вторичных сейсмодислокаций позволяет реконструировать как минимум пять неизвестных сейсмических событий с периодом повторения от 1000 до 3000 лет [Платонова, 1998а, б, 1999а, б; Rogozhin et al., 1998; Рогожин и др., 1998, 1999; Рогожин, Платонова, 2002].


Сейсмодислокации Гобийского и Монгольского Алтая после катастрофического Гоби-Алтайского землетрясения 1957 г. неоднократно тщательно изучались, особенно в последние десятилетия. Опубликованные материалы этих исследований дают достаточное представление о характере современного поля напряжений и основных геодинамических тенденциях в развитии горных сооружений Монгольского и Гобийского Алтая [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963; Хилько и др., 1985; Молнар и др., 1995, 1998]. В настоящее время имеются документальные свидетельства о 40 мощных сейсмических толчках с магнитудой 6 и более, произошедших в пределах Алтая. Из них 36 произошли в Монгольском и Гобийском Алтае. Монгольское (1761 г.), Монголо-Алтайское (1931 г.) и Гоби-Алтайское (1957 г.) имели магнитуду более 8 [Молнар и др., 1995] (рис. 39, 40). Подавляющее большинство известных сегодня сейсмоген-ных разрывов Монгольского Алтая относится (по характеру перемещений по ним) к правосторонним сдвигам. Все они происходят по разломам, субпа-раллельным к простиранию всей горной системы — северо-западному.


Фуюньские сейсмодислокации возникли при Монголо-Алтайском землетрясении 1931 г. в результате омоложения одноименного разлома, расположенного вблизи юго-западной границы Монгольского Алтая и Джунгарской впадины. Обновленный разлом отчетливо различим на космоснимках [Tapponnier, Molnar, 1979]. На всем своем протяжении, составляющем более 180 км, омоложенный участок разлома выражен на поверхности разрывом с отчетливыми признаками правостороннего смещения с амплитудой 9-11 м. Исследованиями китайских геологов установлено, что повторяемость сейсмических событий, подобных Монголо-Алтайскому землетрясению, составляет здесь 230 лет. Фуюньский разлом сечет под острым углом палеозойские структуры, представленные разломами, осадочными толщами и гранитными телами, смещая их на 25-30 км. Водотоки, дренирующие юго-западный склон Монгольского Алтая, смещены здесь правосторонними сдвигами на 100 м и более (до 1,5-3,0 км) [Jian-bang et al., 1984].



Рис. 40. Каталог сильных землетрясений Алтая (по [Молнар и др., 1995] с изменениями и дополнениями).


Сагсайский сейсмогенный разлом в приосевой части Монгольского Алтая ориентирован субпараллельно Фуньскому и имеет длину около 35 км. Он представлен на поверхности в виде комбинации систем зияющих трещин растяжения и вывалов, сочетание которых отчетливо свидетельствует о правостороннем смещении вдоль основного разрыва. Детальные исследования структуры показали, что среднее горизонтальное смещение составляет около 2,5 м, а вертикальное — 0,5 м. Уступ пересекает юго-западное подножие горных сооружений и смещает все формы местного рельефа, его хорошая сохранность говорит о том, что он образовался не более 200-300 лет назад [Хилько и др., 1985].


Толбонурский разлом также расположен в приосевой части Монгольского Алтая, к северо-востоку от Сагсайского разлома. Он смещает конусы выноса у подножий хребтов и отделяет хребты от узких впадин. Разлом отчетливо дешифрируется на космоснимках, и по смещению элементов гидросети отчетливо выявляется правостороннее смещение по нему [Тихонов, 1974; Хилько и др., 1985].


Кобдинский разлом проходит вдоль северо-восточной границы Монгольского Алтая. В его пределах выделены два сейсмогенных разрыва. Разрыв, приуроченный к северо-западному окончанию разлома, назван Чихтейн, а структура в юго-восточной части — Ар-Хутел [Хилько и др., 1985]. Структура Чихтейн выражена в рельефе в виде обращенного на юго-запад уступа высотой от 0,5 до 2,0 м, протяженностью около 10 км. Вдоль большей части его отмечается система трещин растяжения, однозначно свидетельствующая о значительном правостороннем смещении по разрыву. По степени сохранности уступа возраст его оценивается в 1000-1500 лет. Структура Ар-Хутел существенно моложе. Она протягивается более чем на 215 км. Правостороннее смещение по разрыву составляет от 1,5 до 5,0 м при вертикальном смещении до 3,0 м. Местами замерено падение плоскости сместителя основного разрыва. В некоторых местах она падает на восток под углом около 50°, в большинстве случаев имеет западное падение.


Поскольку подобные хорошо сохранившиеся крупные поверхностные разрывы могли появиться только при относительно недавнем катастрофическом землетрясении, предполагается, что структура Ар-Хутел сформировалась в результате Монгольского землетрясения 1761 г. Обнаружены также следы неоднократных перемещений по юго-восточному окончанию Кобдинского разлома в более далеком прошлом [Молнар и др., 1995]. Тектоническая активность в зоне Кобдинского разлома реализовалась в 1988 г. в виде мощного Цамбага-ровского землетрясения, сопровождавшегося поверхностными разрывами и сходом мощных ледово-каменных лавин [Авдеев и др., 1989].


На южном окончании Тонхилского разлома, протягивающегося вдоль системы передовых хребтов северо-восточной границы Монгольского Алтая, выделена структура Бидж. Трасса сейсмогенного разрыва выражена в рельефе в виде уступа высотой около метра, имеющего меридиональное простирание. Судя по трещинам растяжения, смещение по разрыву носило характер правостороннего сдвига. Амплитуда смещения оценивается в 2,5-3,0 м, а возраст — в 500-1000 лет [Хилько и др., 1985].


Все имеющиеся на сегодня сейсмогеологические данные показывают, что напряжения, существующие в земной коре в пределах Монгольского Алтая, реализуются в виде прерывистых смещений взбросово-сдвигового характера по разломам, субпараллельным простиранию основных хребтов горной системы. Все изученные сдвиги являются правосторонними. Вертикальная составляющая перемещения по разломам в несколько раз меньше горизонтальной. Лишь на юго-восточном окончании Монгольского Алтая, в зоне его сочленения с Гобийским Алтаем, отмечается несколько структур, относящихся к левосторонним сдвигам [Молнар и др., 1995]. Это связано с их нахождением на продолжении основных сдвиговых структур Гобийского Алтая, где преобладают левосторонние сдвиги [Гоби-Алтайское землетрясение,1963].


Поверхностные разрывы, образовавшиеся в результате Гоби-Алтайского землетрясения 1957 г., изучены совместной советско-монгольской экспедицией почти сразу после серии катастрофических толчков. Подробный отчет экспедиции, опубликованный в 1963 г., до настоящего времени остается образцом комплексного сейсмогеологического исследования, положившим начало формированию не только советской сейсмогеологической школы, но и мировой сейсмогеологии [Молнар и др., 1998].


На основе макросейсмических и иных сейсмологических и геофизических характеристик недавно сделана оценка геомеханических и геокинемати-ческих параметров, а также энергии, выделившейся в результате одного из сильнейших в XX в. Гоби-Алтайского землетрясения. Идея оценки энергии заключалась в прямом подсчете работы, необходимой для перемещения блока пород земной коры на некоторое расстояние. Величина смещения была определена при изучении сейсмодислокаций, сформировавшихся при землетрясении. Макросейсмические исследования позволили также вычислить приблизительно длину и ширину сейсмогенной структуры. Вертикальные размеры основного разрыва приняты равными средней глубине очаговых зон (20 км). Петрофизические данные были привлечены для оценки средней величины плотности пород, слагающих блок, а геомеханические — эффективного значения модуля сдвига. Для Гоби-Алтайского землетрясения значение выделившейся энергии составляет 1018 Дж [Борисов и др., 1992].


В результате серии мощных землетрясений 1957-1958 гг. в Гобийском Алтае сформировались три крупные системы сейсмодислокаций. Главный поверхностный разрыв Богдо тянется вдоль северной границы Гобийского Алтая, на стыке его с Долиной Озер, надвиг Тормхон примыкает к нему под прямым углом с юга, третья система разрывов - Гурбан-Булак - расположена вдоль южной границы горных сооружений [Солоненко и др., 1960].


Разрыв Богдо протягивается более чем на 250 км. Общее простирание субширотное. По характеру смещения это почти чистый левосторонний сдвиг с вертикальной составляющей смещения 0,5-1,0м на большей части своего протяжения. На отдельных участках разрыв отклоняется от основного простирания (транспрессионные изгибы). Вертикальная составляющая здесь достигает 7-8 м. Плоскость сместителя падает на юг под углом 65-70° [Гоби-Ал-тайское землетрясение, 1963]. Более поздние измерения дают несколько меньшие значения [Okal, 1976]. Весь Гобийский Алтай в результате перемещений по разрыву оказался смещенным к востоку относительно Долины Озер и Хангая. Относительное поднятие при этом составило примерно метр. В западной части разрыва амплитуда сдвига достигает 7-8 м. Вертикальная составляющая перемещения здесь не более 2-3 м. В центральной части разрыва левостороннее смещение составляет 5-6 м, а вертикальное - менее метра. Далее на восток, после примыкания Тормхонского надвига, амплитуда горизонтального смещения снижается до 3-4 м. Восточное окончание разрыва поворачивает к юго-востоку, огибая горные сооружения, вертикальное смещение здесь местами достигает 2-3,5 м. Суммарная амплитуда вертикальных перемещений по данной системе разломов за кайнозой до 3000 м (рис. 41). Если соотношение между вертикальной и горизонтальной составляющими сильно не менялось, то горизонтальные перемещения составили 15-20 км. Опубликованные в последнее время определения скоростей сдвига с использованием данных о концентрации изотопа 10Be, возникающего в горных породах под воздействием космического облучения, не вызывают особого доверия. Этим методом средняя скорость сдвига за весь период новейшей активизации определена в 1,2 мм/год, что входит в противоречие с данными о скоростях сдвига по геологическим данным (20 мм/год) [Ritz et al., 1995]. Если принять эти данные, суммарная амплитуда горизонтальных перемещений не превышает за период активных движений с конца плиоцена 3000 м, что несовместимо с наблюдаемым преобладанием сдвиговых перемещений по разлому по отношению к взбросовым.



Рис. 41. Геологическое строение зоны перехода от Гобийского Алтая к Долине Озер (по [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963] с изменениями).


1 — отложения голоцена и верхнего плейстоцена; 2 — раннечетвертичные отложения свиты гошу; 3 — неогеновые отложения свиты хунгкурэ; 4 — палеозойские породы; 5 — взбросо-сдвиги.


Тормхонский надвиг примыкает с юга к разрыву Богдо. Общее простирание структуры субмеридиональное. В рельефе трасса разрыва выражена обращенным на восток уступом высотой от 1,0 до 9,5 м (на ровных участках рельефа обычно около 3,5 м), протягивающимся в субмеридиональном направлении более чем на 32 км. Соотношение трассы разрыва с рельефом указывает, что поверхность сместителя полого падает на запад [Солоненко и др., 1960]. Судя по замерам борозд скольжения, имела место также и правосдвиговая составляющая перемещения. В литературе встречаются мнения о сбросовом характере Тормхонской структуры, основанные на том, что суммарная амплитуда левостороннего смещения по обновленному участку Богдинского разлома к западу от места примыкания Тормхона несколько больше, чем к востоку, и это свидетельствует о режиме не сжатия, а растяжения в этом районе [Tapponnier, Molnar, 1979]. Однако следует учитывать, что смещения по Бог-динскому разлому произошли в результате ряда сейсмических событий, а Тормхонская структура одномоментно сформирована в результате Гоби-Алтай-ского землетрясения [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963; Молнар и др., 1995].


Гурбан-Булакская система разрывов протягивается более чем на 70 км в северо-восточном направлении вдоль южного подножия хр. Их-Богдын-Нуру, образующего центральное звено в цепочке хребтов Гобийского Алтая. В рельефе разрывы системы выражены обращенными к югу уступами высотой 4— 8 м (реже 1-2 м). В основном они тяготеют к южным границам цепочки передовых тектонических выступов, прорывающих шлейфы предгорной равнины. Плоскость сместителя падает повсеместно в северном направлении, причем угол падения варьирует в пределах от 30 до 68°. По всем признакам движение по разрывам носило взбросовый характер. Во многих местах непосредственно после землетрясения уступ имел вид нависающего фаса [Гоби-Алтай-ское землетрясение, 1963]. К 1990 г. произошло обрушение первичного тектонического уступа и образование тектоногенного склона с наклоном поверхности, близким к углу естественного откоса рыхлого материала в данном регионе (около 30°). Для большей части разрывов определяется вертикальное смещение от 2 до 4 м [Молнар и др., 1995].


Исследователями Гоби-Алтайского землетрясения были описаны многочисленные мелкие сейсмогенные структуры в районе эпицентра землетрясения, в хр. Их-Богдын-Нуру (Ихе-Богдо), включая интересную структуру обрушения в центральной части хр. Битут [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963]. Все они складываются в общую картину выдавливания горных сооружений Гобийского Алтая по системе пограничных сдвиго-взбросов с опережающим ростом передовых хребтов-форбергов и смещением всей горной системы относительно Долины Озер в результате общего регионального сжатия.


К востоку от описанной зоны сейсмодислокаций на окончании горных сооружений Гобийского Алтая закартированы еще три относительно коротких поверхностных разрыва, связанных с менее мощными землетрясениями. Два разрыва длиной 10 и 20 км тянутся один за другим в направлении, меняющемся с юго-восточного на северо-восточное. Они выражены в рельефе уступами, обращенными на север, высотой 1,5-2,0 м. Плоскость сместителя падает под горные сооружения под углом от 45 до 60°. Горизонтальное смещение не установлено. Образование разрывов связывают с Унегетинским землетрясением 1903 г. [Нацаг-Юм и др., 1971; Хилько и др., 1985]. Третий разрыв образовался при Бурынхярском землетрясении 1960 г. Он выражен в рельефе уступом высотой 0,15-0,20 м, простирающимся в северо-западном направлении примерно на 18 км, сформированным взбросом юго-западного крыла [Нацаг-Юм и др., 1971]. Взбросово-надвиговый характер подвижек при сжатии по оси северо-восточного простирания выявляется при анализе очага землетрясения [Введенская, Балакина, 1960], но детальное изучение разрывов выявляет и небольшой горизонтальный компонент смещения (0,05-0,10 м) [Хилько и др., 1985]. Таким образом, на восточном фланге Гобийского Алтая при образовании сейсмогенных разрывов преобладает взбросообразование.


На северо-западных окончаниях южной и северной границ Гобийского Алтая С. Д. Хилько и др. [1985] выявили еще четыре зоны сейсмогенных поверхностных разрывов с левосторонним сдвигом по ним. Разрывы Баян-Ца-ганского землетрясения 1958 г. протягиваются примерно на 7 км вдоль южного склона хр. Баян-Цаган-Нуру. Вертикальное смещение по ним, судя по высоте отчетливого уступа, не превышает метра. Разрывы системы Чандмань выражены в рельефе эродированным уступом высотой менее метра. Возраст уступа оценивается в 500-1000 лет. Левостороннее смещение выявлено по простиранию сопряженных с уступом валов выпирания.


Структура Мянгайн прослежена более чем на 80 км вдоль северной границы Гобийского Алтая. Она выражена в рельефе уступом высотой от 1 до 4 м, обращенным как к югу, так и к северу. Вероятно, эта структура формировалась многоактно — от 1000 до 1500 лет назад. Невыдержанность по простиранию ориентации уступа свидетельствует о преобладании сдвиговой составляющей смещения. Разрыв Худжиртын расположен западнее. Он протянут в субширотном направлении более чем на 28 км и выражен в рельефе сильно разрушенным, обращенным на север уступом высотой 2,5-3,0 м. Плоскость сместителя, хорошо различимая по зеркалам скольжения в коренных породах, падает под углом 60° на юг под хребет.


Тенденция к левостороннему сдвигообразованию проявляется и в южной части Монгольского Алтая. На границе с Барун-Хурайской впадиной расположен Булганский разлом, выраженный в рельефе субширотным поверхностным разрывом с уступом, обращенным на юг. Его протяженность более 35 км (западное окончание не изучено, поскольку уходит в Китай). Левостороннее смещение устанавливается по валам выпирания и оценивается примерно в 2 м. Вертикальное перемещение не превышает 1 м [Хилько и др., 1985]. По геологическим данным плоскость сместителя падает на север, и по нему длительное время происходит надвигание Алтая на Барун-Хурайскую впадину [Тихонов, 1974].


Преобладающим типом активного разломообразования Алтая является взбросо-сдвиг. Правосторонние сдвиги происходят в пределах Русского и Монгольского Алтая по разломам северо-западного простирания. Левосторонние сдвиги по разломам юго-восточного простирания развиты в Гобий-


А



Рис. 42. Схема увеличения мощности земной коры и высоты горных сооружений Алтая в кайнозое.


А — усредненная высота земной поверхности в осевой части Алтая; Б — глубина залегания поверхности Мохоровичича ниже уровня моря, P — палеоген, N — неоген, Qj — нижний плейстоцен, Qjj — средний плейстоцен, Qjjj — поздний плейстоцен, QJV — голоцен.


ском Алтае. Поле напряжений, связанное с этим сопряженным сдвигообразованием, представлено сжатием в северо-восточном направлении и растяжением по оси северо-западного простирания. Данное поле напряжений в последние десятилетия объясняется сближением Индии и Евразии. Одним из результатов регионального сжатия стало поэтапное увеличение мощности земной коры и высоты горных сооружений в период с олигоцена по голоцен. Основная фаза роста горных сооружений по результатам анализа осадочного разреза впадин приходится на четвертичное время (рис. 42).


В условиях относительно прочной коры континентального типа невозможны значительные сдвиговые перемещения без относительного вращения блоков относительно друг друга. Правостороннее сдвигообразование в Монгольском Алтае частично компенсируется при образовании сбросов и надвигов по нарушениям северо-восточного и северо-западного простирания, развитым в пределах Русского Алтая. Возможно, поглощение сдвиговых перемещений неполное, и происходит поворот Алтая против часовой стрелки по отношению к окружающим его блокам. Подобный механизм компенсации сдвиговых внутриконтинентальных деформаций описан для других регионов [Ekstrom, England, 1989].


Правостороннее смещение по северо-западным разломам Монгольского и Русского Алтая и левостороннее — по субширотным разломам Гобийского Алтая также свидетельствуют о повороте Монгольского Алтая против часовой стрелки относительно Гобийского Алтая. Обе горные системы стремятся развернуться относительно жесткого и изометричного Хангайского блока, образующего упор с северо-востока. Горообразование в пределах Хангая, судя по морфологии новейших структур [Уфимцев, 1995], имеет совершенно другой механизм и связано с длительно существующим там мантийным плюмом [Зорин и др., 1982; Logatshev, Zorin, 1987]. Таким образом, Гобийский Алтай, с одной стороны, а Монгольский и Русский Алтай — с другой, принадлежат к разным блокам, двигающимся в разных направлениях и вращающимся относительно друг друга.


Преобладающими типами активных разрывов в обоих случаях являются косые сдвиги, вертикальная составляющая перемещения по которым в 3-5 раз меньше горизонтальной. Различается только характер сдвиговых перемещений — правосторонний в Монгольском Алтае и левосторонний в Гобийском Алтае. Структуры зеркально-симметричны относительно плоскости северо-восточного простирания. Монгольский и Русский Алтай образованы при реализации одного из возможных направлений сдвиговых деформаций и имеют значительно большие линейные и площадные размеры. Гобийский Алтай является второстепенной зоной деформаций, не уступающей основной по степени напряженного состояния в земной коре и скоростям перемещений по разломам. Более того, он возможно обладает повышенной сейсмичностью, поскольку напряжения, реализующиеся в широкой полосе разрывов в пределах Монгольского Алтая, сосредоточены здесь в пределах сравнительно узкой зоны.

Глава 7


КАЙНОЗОЙСКАЯ ТЕКТОНИКА АЛТАЯ И ЕЕ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЯВЛЕНИЯ


Основными структурами кайнозойской тектоники Алтая являются блоки и разрывные нарушения, которые их разделяют. Блоки обычно имеют форму вытянутых ромбов и трапеций. Они достаточно сильно раздроблены, но амплитуды движения по нарушающим их разломам менее значительны. Внутри-блоковые разломы обычно относятся к взбросам и надвигам, ориентированным вдоль длинной оси блоков, или сбросам, ориентированным вкрест простирания блоков. Эти разломы не выдержаны по простиранию и не распространяются в соседние блоки.


Основными разрывными структурами региона являются косые сдвиги, наиболее крупные из них прослеживаются на всем протяжении Алтая. Взбро-совая составляющая, как правило, существенно меньше сдвиговой. В рельефе блоки выражены в виде возвышенностей, осложняющие их разрывы - в виде уступов на их склонах, а структурообразующие разрывные нарушения - в виде долинообразных понижений, разделяющих основные возвышенности.


Традиционное выделение орографических элементов Алтая очень несовершенно. В гл. 1 мы провели выделение орографических элементов, образующих горную систему, в едином ключе, по принципу их обособленности (от-деленности от соседних глубокими долинообразными понижениями), присвоили им собственные имена там, где были ранее выделены гетерогенные орографические подразделения, соответствующие основным неотектоническим блокам в пределах горных сооружений Алтая.


7.1. Методика выделения неотектонических элементов и основные этапы их формирования


В первом приближении Алтай представляет собой зону дробления литосферы - мобильную зону относительно небольших блоков, расположенную между устойчивыми блоками, многократно превышающими их по размеру. Можно говорить о морфотектонике Алтая как о парагенезисе геоморфологических и неотектонических элементов. В этом случае в выявлении морфотектонических элементов ведущую роль играют геоморфологические методы, в первую очередь геоморфологическое картирование.


Геоморфологи до сих пор ведут дискуссии, начавшиеся еще в 50-е годы, относительно того, какими должны быть геоморфологические карты, на каких принципах должна строиться легенда геоморфологической карты и т. д. и т. п. Простое обсуждение точек зрения наиболее авторитетных исследователей на эти вопросы достаточно объемно [Новиков, 2003а], поэтому мы перейдем к сути вопроса.


В структурной геологии наиболее широко и продуктивно используются карты, построенные по принципу отображения историко-генетических (возрастных) образований: геологических тел и состоящих из них объектов более высокого ранга. Аналогичный подход, по нашему мнению, оптимален и для геоморфологического картирования. Геология изучает строение земной коры, и ее объекты имеют объем, а геоморфология, по определению, изучает рельеф Земли, и выделяемые ею элементы не имеют объема, они являются поверхностями. Геоморфология изучает строение поверхности раздела литосферы с атмосферой и гидросферой, развитие элементов этой поверхности происходит в результате взаимодействия процессов, происходящих в литосфере - эндогенных, в атмосфере и гидросфере - экзогенных. Поскольку существует прямая зависимость экзогенных факторов развития рельефа от эндогенных, даже когда поверхности рельефа являются в первом приближении экзогенными, их анализ позволяет выявить характер действующих эндогенных факторов.


Таким образом, характер стоящих перед нами задач выявления морфотектонической структуры, относящихся к области геологии, не оставляет сомнения в принципах, на которых должно основываться проводимое геоморфологическое картографирование. Основными выделяемыми элементами рельефа земной поверхности в нашем случае являются элементарные поверхности. В геоморфологической литературе они носят неудачное название «генетически однородные поверхности» [Ермолов, 1964]. Это примерно то же самое, что назвать геологические тела «генетически однородными телами». Тут же последуют возражения, что тела эти образованы, возможно, не одним процессом, а группой, и что поэтому они неоднородны, и т. д. Сами авторы этого метода построения геоморфологических карт [Борисевич, 1950; Спиридонов, 1952; Ермолов, 1958] как их только не называли: и гранями, и простыми поверхностями, но закрепилось наиболее неудачное, вводящее в заблуждение название.


По аналогии с понятием «геологическое тело» мы для обозначения элементарных объектов геоморфологического анализа используем термины «элементарная поверхность» или просто «поверхность». Под элементарной поверхностью рельефа мы понимаем плоскую или слабо искривленную поверхность рельефа, характеризующуюся характерными углами наклона (отделенную от соседних линиями перегиба склонов), определенным возрастным интервалом и комплексом сформировавших ее процессов.


Геоморфологическая карта, построенная по принципу выделения элементарных поверхностей, является мощным инструментом исследования. Она позволяет сопоставлять элементы рельефа на больших площадях, их размеры, форму, положение в пространстве. Карта дает возможность одновременно наблюдать предварительно отобранные наиболее значимые геоморфологические элементы в одном масштабе и в одной проекции. Анализируя при помощи карты пространственные соотношения элементов, исследователь устанавливает генетические связи между отдельными элементами, которые могут формироваться одновременно разными процессами (бугристо-грядовое поле конечных морен и обрамляющая его водно-ледниковая наклонная равнина или тектоногенный уступ и обвально-осыпной шлейф в его основании).


Легко устанавливается связь между элементами, формирующимися под воздействием денудации и аккумуляции в рамках одного процесса. Такие элементы образуют устойчивые парагенезисы (например, ледниковая долина и моренное поле в ее устье или эрозионная рытвина и пролювиальный конус выноса). Геоморфологическая карта позволяет делать заключение о формировании одних поверхностей за счет разрушения других и выявляет последовательность событий в ходе развития рельефа показанной на ней территории с той же определенностью, с какой анализ геологической карты позволяет определить последовательность формирования показанных на ней геологических тел.


Мы согласны с В. В. Ермоловым [1964] в том, что земная поверхность может образовываться только тремя способами. Во-первых, денудацией или разрушением прежних поверхностей путем удаления с них материала. Во-вторых, за счет аккумуляции, когда старая поверхность погребается отлагающимся материалом. В-третьих, при разрывах земной коры. Последний вариант, возникающий при дифференцированных движениях по разломам, относительно недолговечен, поскольку почти всегда быстро преобразуется экзогенными процессами, и на месте первичного тектонического уступа образуется денудационный тектоногенный уступ. Последний имеет независимо от реального характера тектонических подвижек вид уступа с углом естественного откоса, это долгоживущий элемент рельефа. Он совпадает по простиранию с обусловившим его тектоническим нарушением и является основным признаком при дистанционном его выделении.


Встречающиеся в научной литературе определения поверхности типа «денудационно-аккумулятивная» или, наоборот, «аккумулятивно-денудационная», несмотря на их широкое распространение, нельзя признать удачными, поскольку здесь очевидна попытка отразить в названии не только процесс, образующий поверхность, но и материал, на котором поверхность развивается. Так, в первом случае обычно имеют в виду денудационные поверхности, вырабатываемые в молодых аккумулятивных образованиях (денудационные уровни на молодых платформах), а во втором - денудационные поверхности в древних породах, имеющие относительно тонкий аккумулятивный чехол (например, денудационные уровни на древних платформах). Такие определения вносят большую путаницу, поскольку употребляются произвольно и затушевывают суть основного рельефообразующего процесса.


Поскольку каждая элементарная поверхность рельефа формируется в определенный промежуток времени под воздействием определенного процесса, то ее форма проста, а угол наклона должен быть характерным. Каждый резкий перегиб склона может быть вызван только сменой образующего поверхность процесса или его направленности и является границей между элементарными поверхностями. Перегиб склона может разделять либо поверхности разного генезиса, имеющие разные углы наклона, либо поверхности одного генезиса, имеющие один угол наклона, но по-разному ориентированные в пространстве. В свое время Ю. К. Ефремов [1949] предлагал называть элементарные поверхности гранями рельефа, а перегибы склонов - ребрами рельефа (по аналогии с описаниями кристаллов), но термины не получили широкого распространения.


Тектонические движения могут перемещать элементарные поверхности рельефа в пространстве и деформировать их путем наклона или изгиба. Выявление таких деформаций при геоморфологическом картографировании происходит обычно только в случае их простого перемещения по вертикали (как это имеет место при дифференцированных блоковых движениях со значительными вертикальными амплитудами относительных перемещений). Сравнительно редко удается выделить деформации при изгибах и наклонах исходной денудационной поверхности, поскольку при этом на поверхности быстро развиваются новые экзогенные процессы, приводящие к ее уничтожению (обычно за счет развития многочисленных эрозионных форм).


Картирование элементарных поверхностей рельефа является до известной степени технической проблемой. Она легко разрешается при наличии у исследователя представлений об основных закономерностях рельефообразования, крупномасштабной топографической основы (не менее 1:50 000), а также аэрофотоснимков близкого масштаба или приближающихся к ним по разрешающей способности современных космических снимков. Работу исследователя на этом этапе облегчает также то, что каждый тип элементарных поверхностей рельефа образуется характерным комплексом процессов и имеет характерный микрорельеф и состав поверхностных отложений, которые хорошо распознаются на дистанционных материалах по свойственному ему фототону.


На каждый выдержанный в геоморфологическом и геологическом отношении регион легко создать легенду геоморфологической карты, сопровождаемую набором эталонов, отражающих вид каждого элемента легенды на аэрокосмоснимках. Как и большинство задач, связанных с сортировкой по формальным критериям, этот этап составления геоморфологической карты хорошо поддается автоматизации. Существующие программы легко выделяют элементы, имеющие равные углы наклона, которые являются основой геоморфологической карты. Процесс автоматизации сдерживается только отсутствием крупномасштабной цифровой топографической основы, а процесс оцифровки обычной топографической карты по времени на порядок превосходит выделение элементарных поверхностей вручную. Пока ведутся только опытно-методические работы в этом направлении [Новиков, 2004].


Хотя основу геоморфологической карты легко построить без проведения полевых исследований, определить возраст и генезис выделенных на ней элементов невозможно без изучения на месте ключевых участков. Нет необходимости исследовать каждый элемент, но каждый выделенный морфогенетический тип элементарных поверхностей рельефа должен быть изучен. При этом устанавливается, выработана ли поверхность в древних породах или образована аккумуляцией, изучаются запечатленные в поверхностных отложениях и микрорельефе характеристики процессов, сформировавших каждый тип рельефа.


Помимо геологического строения поверхностных отложений о генезисе поверхностей свидетельствуют углы наклона (например, образованные комплексной денудацией поверхности выравнивания редко имеют углы наклона более 2°, склоны эрозионных долин и тектоногенных уступов имеют уклон 30° и более). Кроме того, в геоморфологии при нормальном денудационном развитии территории действует правило, согласно которому каждый вновь образованный элемент гипсометрически находится ниже предшествующего, поэтому высоко на водоразделах расположены древние элементарные поверхности, а вблизи днищ долин - более молодые.


При отсутствии тектонических движений или их прекращении эволюция рельефа протекает только под воздействием закономерно сменяющих друг друга экзогенных процессов, образующих характерную структуру элементов. Напротив, тектонические движения изменяют характер экзогенных процессов и приводят к формированию новых типов рельефа, а обычные элементы экзогенного происхождения образуют совершенно новые сочетания. Помимо тектоники на развитие элементов денудационного рельефа оказывает влияние геологическое строение. Поскольку в этом случае проявляются простые отличия в устойчивости различных пород к действию агентов денудации, мы называем такое воздействие пассивным в противоположность активному, оказываемому молодыми тектоническими движениями. Сама по себе выраженность древней геологической структуры в рельефе свидетельствует о длительном состоянии тектонического покоя, которое сопровождалось медленной площадной денудацией. Когда на территории проявляются мощные восходящие тектонические движения, денудация протекает преимущественно по типу линейной эрозии, которая подчеркивает молодые тектонические нарушения, используя их при заложении долин, но практически никогда не препарирует древнюю геологическую структуру.


Геоморфологические карты отражают структуру рельефа, образованную закономерным сочетанием элементарных поверхностей. Их анализ позволяет однозначно восстановить историю развития рельефа отображенной на них территории и выявить характер и роль тектонических движений в его формировании. Это делает геоморфологическую карту фундаментом любого морфотектонического исследования, поскольку она надежно выявляет места наиболее интенсивных молодых тектонических движений, их относительный возраст, направленность и амплитуды (наиболее надежно - их вертикальную составляющую) и намечает участки для детальных исследований выявленных деформаций другими геологическими методами.


Наиболее древними элементами рельефа Алтая являются субгоризонталь-ные денудационные поверхности, встречающиеся в настоящее время на самых разных гипсометрических отметках. Это остатки слаборасчлененного рельефа, существовавшего в пределах рассматриваемой территории в период позднего мела-раннего палеогена. Если попытаться мысленно их объединить, то выяснится, что распространены они закономерно и являются фрагментами нескольких (обычно до трех, иногда более) разновысотных поверхностей, слабо искривленных, слегка наклоненных в разные стороны, разделенных четкими уступами. Поскольку для всех без исключения таких уступов, вскрывавшихся буровыми скважинами и горными выработками, доказано, что они связаны с перемещением блоков по разломам, логично предположить, что это разрозненные фрагменты в прошлом единой глобальной поверхности выравнивания.


Сохранившаяся на разных уровнях кора выветривания полностью подтверждает эту точку зрения [Девяткин; 1965; Адаменко, 1969, 1974; Ерофеев, 1969; Богачкин, 1981; и др.]. Все сохранившиеся фрагменты этой единой поверхности в осевой части Алтая относительно небольшие (1-2 км в поперечнике) и практически горизонтальные (0-2°). На периферии горных сооружений они достигают десятков километров в ширину и длину. Столь обширная денудационная поверхность, развитая по хорошо литифицированным горным породам, не могла целиком иметь углы наклона в диапазоне 0-2°. Очевидно, что сохранились участки плоских невысоких водоразделов, в то время как долины углублены и изменены в ходе последовавшего расчленения. Такая обширная денудационная равнина могла сформироваться только вблизи базиса денудации и должна была иметь относительно небольшие абсолютные отметки высот.


Следующим событием после формирования денудационной поверхности стало ее расчленение широкими неглубокими пологосклоновыми долинами. Оно возникло в результате регионального плавного воздымания с амплитудой в первые сотни метров. Склоны образовавшихся долин имели углы наклона 2-5°, редко до 12°. В несколько видоизмененном виде поверхности этого типа сохранились в бассейне Уландрыка и Ташантинки, в центральной части плоскогорья Укок, в ряде других мест и протягиваются на десятки километров. Фрагменты склонов этих долин сохранились повсеместно в приосевых частях высоких хребтов юго-востока Алтая, где они обрамляют остатки поверхности выравнивания. В пределах широких днищ этих долин происходило накопление продуктов химического выветривания с образованием коры выветривания, с которой начинается разрез новейших отложений рассматриваемой территории.


Синхронно с процессом образования долин происходило заложение основных межгорных впадин. Судя по строению накопленных в межгорных впадинах толщ (см. гл. 4), прогибание впадин юго-востока Алтая, так же как Джунгарии и Западной Монголии, продолжалось с позднего олигоцена до конца миоцена (местами плиоцена) и компенсировалось накоплением толщ озерных осадков. Усиление врезания произошло в результате быстрого роста горных сооружений в конце неогена-начале четвертичного периода. В это время во впадинах Алтая прекратилась озерная седиментация и стали преобладать аллювиально-пролювиальные процессы. Врезающиеся долины имели выраженный V-образный характер. Крутизна их склонов составляет 28-30°. Этот этап врезания был следствием блоковых движений, о чем свидетельствует формирование тектоногенных уступов, возникших в это же время в результате дифференцированных движений блоков по разломам, разнесшим на разные гипсометрические отметки фрагменты поверхности выравнивания и сопряженные с ними склоны пологих равнин первого этапа врезания.


В результате блоковых движений возникли все основные элементы современного рельефа территории. В поднятие были также вовлечены краевые части отложений межгорных впадин. Они при этом интенсивно дислоцировались, а затем срезались денудацией, образовав наклонные предгорные равнины с уклоном 4-5°. Молодые V-образные долины получили широкое развитие на большей части юго-востока Алтая, за исключением участков, испытавших относительно слабое воздымание, где сохранились в малоизмененном виде пологосклоновые долины первого этапа врезания.


Крупным событием в истории развития рельефа юго-востока Алтая стали четвертичные оледенения, проявившиеся почти на всей территории. Характер оледенения в решающей степени определялся геоморфологическим фактором. В высоких горных хребтах и массивах, образовавшихся на месте приподнятых неотектонических блоков, развилось мощное горно-долинное оледенение, сопровождавшееся образованием глубоких V-образных долин. Горнодолинные ледники из-за больших продольных уклонов активно двигались по долинам, и хотя почти их не углубили, но придали им волнистый продольный профиль и расширили их. При этом объем вынесенного материала соизмерим с объемом выноса за обе предшествующие стадии врезания.


В пределах плоскогорий с пологими долинами первого этапа врезания сформировались полупокровные ледники, которые послужили, скорее, фактором консервации. При их таянии образовались лишь небольшие врезы в днища этих долин. Судя по распределению ледниковых отложений (см. гл. 4), ледники последнего оледенения полностью занимали высокогорные впадины (типа Сорлукульской, Тархатинской и Бертекской) и заканчивались на периферии впадин с более низкими гипсометрическими положениями днищ (типа Курай-ской и Чуйской). Покровные ледники также занимали значительные площади в северо-восточной части Алтая. В ходе сокращения последнего оледенения в межгорных впадинах сформировались обширные флювиогляциальные шлейфы, образующие наряду с моренными комплексами аккумулятивную часть их поверхности.


Как положительные, так и отрицательные формы макрорельефа рассматриваемой территории связаны с неотектоническими блоками разной конфигурации и вертикальной составляющей перемещения. Вероятно, все неотекто-нические блоки испытали воздымание на новейшем этапе. Даже реликты поверхности выравнивания в центральных частях межгорных впадин, погребенные под мощной толщей кайнозойских отложений, нередко находятся ныне на абсолютных высотах 500-700 м над уровнем моря. В пределах наиболее отставших в поднятии блоков сформировались межгорные впадины, на месте незначительно приподнятых над ними крупных изометричных блоков образовались плоскогорья, узкие протяженные возвышенные блоки послужили основой для образования горных хребтов, а небольшие возвышенные изометрич-ные блоки дали начало формированию горных массивов.


7.2. Морфология и кинематика основных структурообразующих разрывных нарушений


Неэрозионный характер крупных речных долин Алтая отмечают практически все исследователи, начиная с В. А. Обручева [1915]. Склоны долин имеют слабую расчлененность, прямолинейность на большом протяжении и наличие тектоногенных уступов. Для коренного ложа осадков долин характерны переуглубленные участки - «карманы», в которых в основном и выявляются бурением дочетвертичные аллювиальные образования. Все это можно объяснить только тесной связью заложения и формирования современных долин и зон кайнозойских разломов на всем протяжении истории их развития.


Большинство современных межгорных впадин имеют рамповый и полу-рамповый характер. С одной или с двух сторон на эти впадины по разломам надвигаются хребты. Такое строение характерно для Джулукульско-Сайгоныш-ской, Чуйско-Курайской и Бертекско-Нарымской систем впадин. Надвиг Курай-ского хребта на Чуйскую и Курайскую впадины обнаружен еще в 30-е годы [Аксарин, 1938; Мухин, Кузнецов, 1939], а позднее изучался многими исследователями [Щукина, 1960; Лунгерсгаузен, Раковец, 1961б; Девяткин, 1962]. Наиболее полно его исследовал П. М. Бондаренко [Бондаренко и др., 1968б; Бондаренко, 1969, 1976].


Однако Курайская система надвигов не является для Алтая уникальной. Ее известность объясняется доступностью и вскрытием при проходке штолен в ходе разработки Акташского ртутного месторождения, расположенного в зоне разлома. Подобные структуры описаны для тектоногенных границ южных склонов Шапшальского и Теректинского хребтов [Шмидт, 1963], разломных ограничений северных склонов Ивановского, Коргонского, Тигирецкого и На-рымского хребтов [Киров, 1956; Чумаков, 1963]. В.П. Нехорошев [1966] рассматривал надвиги как характерную особенность блоковых перемещений в основную фазу кайнозойского орогенеза Алтая.


Современные представления о характере, параметрах и структурном рисунке внутриконтинентальных сдвиговый, нарушений


А. В. Пейве [1945] введено понятие о глубинных разломах, характеризующихся большими размерами (длина - сотни и тысячи, ширина и глубина - десятки и сотни километров). Эти планетарные структуры имеют длительную историю существования, контролируют магматизм, рудообразование и осадко-накопление [Пейве, 1956, 1960; Суворов, 1973, 1986; Хаин, 1973; и др.]. Подлинная роль этих структур стала ясна только в ходе разработки концепции плитной тектоники, которая базируется на представлениях о существовании в литосфере стабильных участков, от гигантских (плит) до сравнительно небольших (террейнов) [Ле Пишон и др., 1977; Кокс, Харт, 1989; Зоненшайн и др., 1990], разделенных мобильными поясами (зонами разломов) планетарного масштаба.


Внутриконтинентальные мобильные пояса развиты на границах плит и микроплит, сомкнувшихся при поглощении океанической коры в палеозое. К этому разряду относится и территория Алтая. Размеры таких зон составляют сотни-первые тысячи километров в длину, десятки и первые сотни километров в ширину, десятки, редко сотни километров в глубину. По результатам моделирования считается, что длина мобильных поясов в 3 раза и более больше их глубины, а ширина в 1,5-2 раза больше их глубины [Шерман и др., 1983]. Подобные соотношения получены Р. М. Лобацкой [1987]. Средняя ширина и длина Алтая как зоны дробления укладываются в эти пропорции.


В последние десятилетия в связи с развитием тектоники плит заметно активизировались исследования разрывных нарушений. По современным представлениям разломы - это объемные тела с аномально высокой степенью раздробленности и дислоцированности пород по сравнению с окружающими относительно ненарушенными блоками. Одним из первых сложность строения разломных зон отметил А. В. Пейве [1945, 1956, 1960]. Разломные зоны являются объемными объектами и имеют определенную длину, глубину и ширину. Относительно глубины и ширины разломных зон у исследователей сложились разные точки зрения. Традиционно за ширину разлома принимается ширина зоны интенсивного дробления и динамометаморфических преобразований пород, которая у крупных разломов может достигать 10 км [Otsuki, 1978].


Представители нового поколения исследователей шириной разлома считают ширину всей области динамического влияния, в пределах которой выделяют область активного динамического влияния [Шерман, 1977; Шерман и др., 1983; Лобацкая, 1987]. Предлагается включать в разломную зону помимо главного разрыва, областей дробления и милонитизации также целики нераздробленных пород, сохранившиеся между разрывами (тектонические клинья) [Тектонические разрывы..., 1982]. Исходя из этих представлений, всю территорию Алтая можно рассматривать как зону одного глобального разлома, разделяющего крупные тектонические плиты, в пределах которой наблюдаются блоки, разделенные разрывными нарушениями меньшего порядка. В пределах любой крупной зоны разлома наблюдаются магистральный, подчиненные и оперяющие разрывы, участки трещиноватости, тектонические клинья. В зависимости от характера ориентации в пространстве оси напряжения возможны три основные кинематические разновидности разломов: сбросы и раздвиги, взбросы и надвиги, сдвиги [Структурная геология., 1991]. Две последние развиваются в ситуации горизонтального сжатия, а первая - в условиях растяжения, поэтому преобладание среди кайнозойских разрывных структур Алтая взбросов и сдвигов со всей очевидностью свидетельствует о ситуации общего сжатия региона.


Поскольку в ходе сжатия неизбежно возникают зоны растяжения, в пределах Алтая в подчиненном количестве развиты сбросы и раздвиги. Значительную роль они играют только в северо-восточной части территории, где оперяют поворачивающиеся к западу основные сдвиговые структуры. Зоны разломов разных кинематических типов обладают характерными рисунками составляющих их разрывных нарушений в плане и разрезе [Муди, Хилл, 1960; Пейве, 1960; Лукьянов, 1965; Штрейс и др., 1980; Lowell, 1985]. Главными индикаторами режима растяжения являются системы рифтогенных структур [Зо-неншайн и др., 1981; Jackson, White, 1989]. В пределах Алтая они находятся, как правило, в зачаточном состоянии. Единственный хорошо проявленный морфологически грабен растяжения (раздвиг) - впадина Телецкого озера.


Парагенезисы структур режима сжатия широко известны в складчатых областях по периферии платформ. Наиболее хорошо изучены структуры, развитые на месте инверсированных бассейнов седиментации, примерами которых могут служить Альпы и Скалистые горы [Руттен, 1972; Lowell, 1985]. В горных сооружениях этого типа выделяют корневую, внутреннюю, чешуйчато-над-виговую и складчато-надвиговую зоны. Фиксируются развитие шарьяжей и сокращение земной коры по оси сжатия на сотни километров [Lowell, 1985].


Значительно хуже изучены структуры, возникающие на фоне сжатия в областях, испытавших сильное региональное сжатие после продолжительного континентального периода развития. Наличие в их пределах относительно мощной и прочной коры континентального типа не позволяет широко развиваться складкам и шарьяжам. Основными структурами таких областей являются сдвиги и взбросы. Первые широко развиты в самых разных геологических обстановках и, вероятно, являются самыми распространенными на Земле структурами [Бениофф, 1966]; их анализу посвящено множество работ [Муди, Хилл, 1960; Буртман и др., 1963; Лукьянов, 1965; Wilcox et al., 1973; Harding, 1974; Стоянов, 1977; Sylvester, 1988; и др.] (рис. 43).


В парагенезис сдвигов входит целый ряд структур. Вначале развиваются синтетические и антитетические сколы. Первые ориентированы под острыми (15-30°) углами к поверхности магистрального разрыва и направлены навстречу движениям блоков, они имеют то же направление сдвига, что и магистральный разрыв. Вторые перпендикулярны магистральному разрыву и имеют знак, противоположный главному смещению. В парагенез сдвиговых структур входят складки волочения, косо ориентированные к плоскости магистрального разрыва и вытянутые по ходу движения блоков. В этих же зонах присутствуют трещины отрыва, перпендикулярные складкам волочения. На поздних этапах развития сдвигов возможны продольные и обратные косые синтетические сколы [Стоянов, 1977; Sylvester, 1988].


Все отмеченные дислокации располагаются кулисообразно относительно поверхности магистрального разрыва. На его изгибах возникают миндалевидные в плане сгущения оперяющих структур с преобладанием обстановок сжатия (транспрессионные изгибы) или растяжения (транстенсионные изгибы). В зонах последних иногда формируются особые формы грабенов (сдвиго-раз-двиги [Хаин, Соколов, 1993], ромбочазмы [Оллиер, 1984], пулл-апарт впадины [Sylvester, 1988]). Присутствие таких структур в пределах Алтая пока не доказано, но, возможно, некоторые из небольших вытянутых вдоль магистральных разрывов впадин центральной части Монгольского Алтая и северной части Русского Алтая имеют такой механизм образования.


Особенностью сдвиговых структур Алтая является то, что транспресси-онные структуры образуются не только в зонах изгибов магистральных разрывов, но и на значительном протяжении вдоль основных структур. При этом формируются симметрично или асимметрично выдавливающиеся по обе стороны от основного разлома тектонические пластины с выполаживанием в верхней части оперяющих разрывов. Такие структуры в англоязычной лите-



Рис. 43. Пространственные парагенезы сдвиговых зон.


А — по [Silvester, 1988]; Б — по [Стоянов, 1977]; В — по [Lovell, 1972], palm tree structure; Г — по [Cunningham et al., 1996] flower structure.


ратуре называются palm tree structure [Sylvester, 1988] или flower structure [Cunningham et al., 1996a]. Ближайшим по смыслу отечественным термином является «клин выпирания» [Флоренсов, 1965], но он выделен на материале Забайкалья, соответствует структурам умеренного сжатия на фоне общего растяжения и не является синонимом этих терминов.


Употребляемый нами иногда термин «чешуйчатый клин выпирания» нельзя признать удачным, но он более точно соответствует по смыслу исходным терминам. Для отдельных сдвигов характерны прямолинейность и субвертикальность поверхности магистрального разрыва и сужение зоны разлома с глубиной. В зависимости от времени существования увеличиваются количество и размеры оперяющих структур [Harding, Lowell, 1979]. В районах, подобных Алтаю, с линейным строением, сильным поперечным сжатием и сокращением земной коры плоскости магистральных сдвиговых зон в поперечном разрезе веерообразно расходятся.


Фиксируемая геоморфологическими и геологическими методами система активных разломов Алтая имеет плановый рисунок, отчетливо свидетельствующий о сдвиговом характере дислокаций (рис. 44). Это не позволяет согласиться с мнением Г. Ф. Уфимцева, который, анализируя морфологию рельефа Монгольского Алтая, пришел к выводу, что в его пределах происходит простое сокращение литосферы по оси сжатия, без горизонтального смещения блоков [Уфимцев, 1995]. В пределах Русского и Монгольского Алтая основу структуры составляют четыре субпараллельные магистральные сдвиговые зоны с правосторонним характером смещения, прослеживающиеся практически на всем протяжении горной системы. На многих участках разломов фиксируется отчетливая взбросовая составляющая.


Гобийский Алтай представляет собой более простую зону дислокаций, связанную с левосдвиговыми перемещениями по Богдинскому разлому. В пределах Русского Алтая происходит расщепление основных сдвиговых зон, имеющих общее северо-западное простирание. Оперяющие разломы северного простирания носят характер сбросов и раздвигов, а западного и юго-западного простирания - преимущественно взбросами. Таким образом, здесь наблюдается достаточно редкий случай, когда реализуются обе из возможных двух структур окончания сдвиговых зон. Участки земной коры, заключенные между двумя соседним зонами правостороннего смещения, разбиты антитетическими и вторичными синтетическими сколами на ромбовидные блоки, создающие тектоническую основу основных орографических единиц территории.


Новейшая тектоническая структура Русского Алтая характеризуется сложным сочетанием областей сжатия, сдвига и растяжения. Наряду с преобладающими структурами, относящимися к сдвиго-взбросам в его пределах, можно наблюдать практически чистые взбросовые, сдвиговые и раздвиговые структурные ансамбли. Разностороннее изучение этих структур представляется нам важным, поскольку в их пределах соотношение новейшей тектонической структуры, геологического строения палеозойского основания и современного рельефа земной поверхности определяется однозначно и выявленные при этом закономерности помогают разобраться в сложных промежуточных вариантах.



102'



Рис. 44. Схема новейшей тектоники Алтая.


1 — области седиментации кайнозойских отложений в понижениях блоков обрамления (а) и области выходов на поверхность докайнозой-ского основания (б); 2, 3 — впадины мобильной зоны: 2 — позднеолигоценового заложения, 3 — позднеплиоценового заложения; 4—9 — разрывные нарушения мобильной зоны: 4 — правые сдвиги и взбросо-сдвиги, 5 — левые сдвиги и взбросо-сдвиги, 6 — взбросы и надвиги, 7 — сбросы, 8 — раздвиги, 9 — нарушения неясной кинематики; 10 — новейшие антиклинальные структуры; 11 — разрезы; 12 — участки, показанные на рис. 45-47.


Кайнозойские осадки района развиты незначительно. Они сосредоточены в рамповой Май-Копчегай-ской впадине, расположенной у юговосточной границы Курчумского новейшего горста, имеющего взбросовые


Район Курчумского хребта как пример области развития транспрессионных изгибов на окончании сдвиговой зоны. Кур-чумский хребет (рис. 45) расположен в примыкающей к Зайсанской впадине части Алтая, которая часто в литературе называется Южным Алтаем. В геологическом строении его докайнозойского основания в равной степени участвуют позднепалеозойские осадочные, метаморфические и интрузивные породы. Осадочные породы представлены песчаниками, сланцами и алевролитами пугачевской и кыставкурчумской свит. Судя по фауне в редких прослоях известняков, осадконакопление происходило в мелководно-морских условиях. Осадки собраны в узкие изоклинальные складки северо-западного простирания с углами падения крыльев от 50 до 90°.


Метаморфические образования района относятся к амфиболитовой фации метаморфизма и отделены от области развития осадочных отложений зоной крупного разлома северозападного простирания. Маркирующие прослои амфиболитов в метаморфических породах также имеют северо-западное простирание. Интрузивные образования представлены крупными телами и мелкими дайками гранитоидного состава. Последние - премущественно северо-западного простирания. Относительно немногочисленные докайнозойские разрывные нарушения имеют западное и северо-западное простирание.


84°30'



Рис. 45. Схема территории Горного Алтая с режимом сжатия (I — топографическая, II — геоморфологическая, III — геологическая, IV — разрезы).


Здесь и далее на рис.46 и 47:


1 — изогипсы дневной поверхности (а) и дна водоемов (б); 2 — реки; 3 — тектоногенные уступы (а) и ложбины (б); 4 — фрагменты доорогенного рельефа с гипсометрическими отметками и направлениями наклона; 5 — эрозионные долины; 6 — аккумулятивные конусы (а) и шлейфы (б); 7 — аккумулятивные равнины; 8 — песчаники и алевролиты горно-алтайской серии кембро-ордовика; 9 — среднекембрийские туфы и лавы основного состава; 10 — раннесреднеордовикские песчаники и алевролиты; 11 —песчаники и алевролиты кыставкурчумской (а) и пугачевской (б) свит среднего девона; 12 — раннепалеозойские(?) породы метаморфизо-ванные до амфиболитовой фации; 13 — граниты (а) и гранит-порфиры (б); 14 — олигоценовые галечники; 15 — позднеплейстоценовые моренные отложения; 16 — плейстоцен-голоценовые пролювиальные отложения; 17 — голоценовый аллювий; 18 — разломы (а), стратиграфические границы (б), элементы залегания (в); 19 — неотектонические разрывные нарушения (а — взбросы, б — сбросы, в — раздвиги, г — сдвиги); 21 — неоген-четвертичные пески, глины и галечники Майкопчегайской впадины; 22 — среднеплейстоцен(?)-голоценовые илы впадины Телецкого озера; 23 — позднеплейстоцен-голоценовые ледниково-пролювиальные отложения «террасы» Беле.


границы. Основание разреза впадины образовано верхнеолигоценовыми аллювиальными галечниками, а верхняя часть - неоген-четвертичными озерными и пролювиальными отложениями. Отложения, аналогичные основанию разреза впадины, развиты также в отдельных понижениях рельефа.


Рельеф рассматриваемой территории достаточно прост. Его основу составляет выработанная в породах палеозойского основания в мел-палеогено-вое время поверхность выравнивания. Практически неизмененная, лишь слегка наклоненная в разных направлениях, она образует базисное плато с высотами 900-1300 м и вершинные плато новейших поднятий с отметками 1500-2000 м. Тектоногенные уступы, связанные с вертикальными перемещениями по новейшим разломам, имеют два направления простирания. Небольшие уступы северо-западного простирания образовались в результате обновления древнего тектонического шва, ограничивающего область развития метаморфических образований. Наиболее значительные уступы, имеющие высоту более 500 м, связаны с новейшими нарушениями северо-восточного простирания, ограничивающими Курчумский новейший горст.


Эта структура развивается по типу клина выпирания с падением плоскостей сместителей новейших разломов под поднятие. Уступы, возникшие в результате движения по новейшим разломам, представляют собой яркую орографическую характеристику территории, остается только удивляться, каким образом эти разломы не были выявлены при среднемасштабном геологическом картировании и при составлении более поздних карт [Гелогическая карта..., 1976, 1980]. Рассмотренная новейшая структура интересна тем, что, являясь взбросовым окончанием протягивающейся из Монгольского Алтая сдвиговой зоны, связанной с общим простиранием палеозойских структур, она по отношению к ним полностью несогласна и пересекает их практически под прямым углом. На фоне горизонтального сжатия наряду с клиньями выпирания развиваются и рамповые впадины, формирующиеся вдоль взбросовых границ.



Рис. 46. Схема территории Горного Алтая с режимом растяжения. Усл. обозн. см. на рис. 45.


Район Телецкого озера как пример области, находящейся в режиме растяжения. Телецкое озеро расположено на крайнем северо-востоке Алтая (рис. 46). Его впадина - часть тектонической границы мобильной зоны Алтая с Тувинским блоком и Западно-Саянской мобильной зоной. Характер новейших движений по этой границе изменяется по простиранию. Если у подножия Шапшальского хребта движения имеют правосдвиговый характер с вертикальной амплитудой более 1500 м [Дергунов, 1972], то севернее, в Сай-гонышской впадине, вертикальное смещение не превышает 150 м [Девяткин, 1965], а в районе Телецкого озера фиксируется уже режим чистого растяжения, при котором формируется новейший грабен и вертикальные подвижки наблюдаются только на границах грабена в отседающих блоках [Неотектоника., 1988].


Рассматриваемый район средней части впадины Телецкого озера сложен метаморфизованными до амфиболитовой фации палеозойскими породами, интрузиями гранитоидов и небольшими грабенами, выполненными раннепалеозойскими эффузивно-осадочными породами. Все структуры палеозойского основания, включая массивы гранитоидов, вытянуты в субмеридиональном направлении, и простирание новейшего грабена Телецкого озера можно считать отчасти связанным со структурой основания. Новейшие отложения имеют крайне ограниченное распространение и представлены маломощными моренными осадками.


В геоморфологическом отношении рассматриваемый район представляет собой разбитое на крупные блоки плато, вершинную поверхность отдельных блоков которого образуют уплощенные реликты доорогенного рельефа, часто довольно сильно наклоненные. Эрозионные долины по большей части достаточно неглубоко врезаны. Исключение составляют интенсивно врезающиеся участки долин, примыкающие к новейшей впадине, глубина которых превышает 1000 м. Небольшая протяженность глубоковрезанных участков долин, быстро сменяющихся вверх по течению пологосклонными мелкими долинами, а также малые размеры подводных конусов выноса в их устьях и быстрое выклинивание в северном направлении толщи озерных осадков [Селезнев и др., 1995] однозначно свидетельствуют о крайней молодости впадины Телец-кого озера. Вероятно, еще в среднем плейстоцене на ее месте располагалась обычная для северной части Алтая эрозионная долина, выработанная в зоне зачаточного раздвига.


Район Улаганского плоскогорья как пример области преобладания сдвиговых перемещений. Улаганское плоскогорье находится на юге Северо-Восточного Алтая (рис. 47). Рассматриваемая территория расположена в междуречье Башкауса и Чулышмана. В геологическом отношении она достаточно однообразна, сложена преимущественно песчаниками и алевролитами горноалтайской серии. Эти отложения собраны в изоклинальные складки северо-восточного простирания с углами падения крыльев 60-85°. Отмечаются также небольшие блоки пород амфиболитовой фации метаморфизма и мелкие гранитоидные тела. В средней части территории расположен узкий грабен северо-восточного простирания, выполненный девонскими красноцвет-


88°30'


50°20'



Рис. 47. Схема территории Горного Алтая с режимом сдвига. Усл. обозн. см. на рис. 45.


ными терригенными породами ташантинской и бар-бургазинской свит девона. Более молодые геологические образования практически полностью отсутствуют, за исключением маломощных позднечетвертичных моренных отложений, локализованных в придонных частях речных долин.


Рельеф территории образован при эрозионном расчленении поверхности выравнивания, которая сохранилась в виде обширных участков вершинной поверхности плато. Высота водораздельного плато плавно колеблется от 2200 до 2600 м. Долины преимущественно прямолинейные, ориентированные в северо-западном или северо-восточном направлениях. Первые обычно углублены на 800-1000 м и имеют ящикообразный поперечный профиль. Вторые -меньшей глубины (обычно 300-500 м) с V-образным поперечным профилем. Территория неоднократно испытывала покровное или полупокровное оледенение и местами долины приобрели форму трогов.


Долины разделяют рассматриваемый участок Улаганского плоскогорья на ромбовидные блоки, слабо наклоненные, судя по уклонам вершинной поверхности. Отчетливая приуроченность эрозионных долин к одному из двух направлений и резкие перегибы долин при переходе от одного направления к другому свидетельствуют об их приуроченности к зонам разломов. Ромбовидная форма блоков и отсутствие вертикальных перемещений по разломам свидетельствуют о преобладании горизонтальных перемещений. Долины северо-западного простирания отличаются большой протяженностью, в то время как участки северо-восточного простирания образуют отдельные перемычки между ними. Особенно интересно долинообразное понижение северо-западного простирания, расположенное в осевой части Улаганского плоскогорья. Оно используется рядом притоков Башкауса, которые меняют простирание в его пределах с северо-восточного на северо-западное, покидая его вновь на северо-восточное.


Учитывая вышеперечисленное, а также то, что структуры северо-восточного простирания надстраивают с севера магистральные правосдвиговые нарушения Монгольского Алтая, можно утверждать что эрозионные долины этого простирания выработаны в зонах правых сдвигов. Долины северо-восточного простирания, скорее всего, связаны с сопряженными с ними зонами растяжения. Для наиболее крупных долин типа Башкауса и Каракема амплитуды горизонтальных перемещений установить сложно. Значительно проще устанавливаются амплитуды перемещений по второстепенным сдвигам, смещающим правые притоки Башкауса (рис. 48). Предполагается, что первоначально между главными сдвиговыми зонами, по которым формировались водотоки первого порядка, по зонам растяжения сформировались их притоки, смещенные впоследствии второстепенными сдвигами того же простирания и знака, что и основные сдвиговые нарушения. Амплитуды горизонтального смещения водотоков по рассматриваемой сдвиговой зоне составляют около 9 км, следовательно, по основным сдвигам они должны быть несколько больше. Исследования, проводившиеся по сопредельным районам Монгольского Алтая, позволяют оценить их в первые десятки километров [Jian-bang Shi et al., 1984; Неотектоника., 1988; и др.].



Рис. 48. Схемы относительного перемещения блоков в зонах сжатия (I), сдвига (II) и растяжения (III).


1 — новейшие разломы (а — прослеженные, б — предполагаемые), 2 — направления движения блоков; 3 — кайнозойские отложения неотектонических впадин; 4 — образования докайнозойского основания; 5 — водная поверхность озерных бассейнов во впадинах; 6 — элементы гидросети; 7 — сдвиговые зоны.


Следует отметить, что рассмотренная второстепенная зона сдвига явно наследует докайнозойскую структуру того же простирания. Судя по смещению пересекаемого ею грабена, выполненного девонскими отложениями, смещение по ней носило левосторонний характер. Можно предположить, что формирование этой структуры относится к юрскому этапу тектонической активизации. На наш взгляд, видимое несоответствие направления смещения по разрывной зоне геоморфологических и геологических элементов объясняется тем, что современные правосторонние перемещения происходят по древней (юрской?) зоне левостороннего сдвига, постепенно, но еще не до конца компенсируя ранее произошедшее смещение девонского грабена. Этот пример показывает, что к определению характера современных перемещений по характеру смещения ими структур палеозойского основания следует относиться с большой осторожностью и всегда проверять полученные выводы геоморфологическими методами.


Морфотектоника зон сочленения (на примере Чуйской впадины и Курайского хребта)


В ходе полевых работ 1995 г. по проекту INTAS 93-134 «Continental Rift Tectonics and Evolution of Sedimentary Basins», в которых автор принимал участие, детально изучены состав, строение и структурное положение кайнозойских осадков, а также тектонические нарушения на северной границе Чуйской впадины. Полученные данные характеризуют строение и геодинамичес-кую эволюцию взбросового окончания сдвиговой зоны, заложившегося между двумя стабильными блоками на месте палеозойской зоны разлома. Судя по имеющимся описаниям, этот тип границ между блоками новейшей структуры характерен для всего Алтая, включая Монгольский и Гобийский [Гоби-Алтай-ское землетрясение, 1963; Cunningham et al., 1996a,b, 1997; Cunningham, 1998; и др.]. Это свидетельствует о едином механизме формирования Алтайской горной области в ходе кайнозойской тектонической активизации на фоне общего сжатия территории.


Геологическое и геоморфологическое картирование ключевых участков в зонах перехода от впадины к горным сооружениям северного (Курайский хребет) и западного (Чаган-Узунский горный массив) обрамлений выявило основные черты морфотектоники. Существуют отчетливые различия в строении северной и западной границ впадины. Северная граница образована системой взбросов субширотного простирания. В рельефе Курайского хребта, отделенного от впадины пограничным взбросом, отчетливо выражена серия субпараллельных тектонических уступов, нарушенная более поздними разломами субмеридионального простирания, по которым развиты основные речные долины. Выраженные уступами кайнозойские разломы, ориентированные преимущественно параллельно осевой линии хребта, хорошо дешифрируются на аэрофотоснимках и крупномасштабных космоснимках. В рельефе Курай-ского хребта помимо тектоногенных уступов и склонов долин сохранились уплощенные участки древнего рельефа, разнесенные на разные гипсометрические уровни.


Все эти уплощенные участки часто ошибочно относят к реликтам палеогеновой поверхности выравнивания. Однако площадки более низкого положения являются вовлеченными в поднятие периферийными участками впадины. На современный уровень они были подняты на завершающей стадии горообразования, о чем свидетельствуют перекрывающие их мощные пролю-виальные шлейфы. Понятно, что под пролювиальными шлейфами погребены остатки древнего доорогенного рельефа и палеоген-неогеновые осадки, но фактически рельеф этих участков представляет собой приподнятую предгорную равнину. Таким образом, для Курайского блока можно считать доказанным разрастание от центра к периферии хребта с вовлечением в поднятие предгорных равнин. Подобное строение хребтов Курчумский, Южный Алтай, Южно-Чуйский и Катунский (которое в современных англоязычных публикациях именуется flower structure) дает возможность предположить сходный механизм их формирования.


Надвиговый характер движения по разломам, ограничивающим с юга Ку-райский хребет, хорошо виден в обнажениях. На границе Курайского хребта давно описаны надвиги палеозойских пород на кайнозойские осадки впадины с интенсивными дислокациями последних. Сама линия фронта надвига отчетливо выявляется при обработке дистанционных материалов и при анализе рельефа земной поверхности. В настоящее время южный склон Курайского хребта представляет собой огромную лестницу, ступени которой образованы реликтами единой в прошлом поверхности выравнивания и вовлеченными в воздымание древними предгорными равнинами, а уступы между ними расположены по линиям активных в кайнозое разломов (рис. 49).


Иная картина зафиксирована в западной части впадины. Здесь впадину ограничивает Чаган-Узунский горстовый массив. На его плоской вершине раннекайнозойские отложения аналогичны осадкам нижней части кайнозойского разреза Курайской и Чуйской впадин. Это свидетельствует о том, что в раннем кайнозое плоская вершина Чаган-Узунского горста лежала на одном гипсометрическом уровне с основанием Курайско-Чуйской впадины [Девяткин, 1965]. Северной границей этой впадины с конца неогена служил разрастающийся Курайский хребет, южной - Северо-Чуйский, Южно-Чуйский хребты и Сайлюгемский свод.


Проведенные полевые работы показали высокую сходимость результатов выявления новейших структур методами геоморфологического картографирования и непосредственного полевого наблюдения. Во всех случаях, когда условия обнаженности позволяли это сделать, выявлены молодые тектонические нарушения на месте отдешифрированных тектоногенных уступов. Это касается как тектоногенных границ между отложениями кайнозоя и палеозоя, так и молодых разрывных нарушений внутри палеозойских отложений. В молодых разломных зонах в пределах палеозойских образований местами развиты зоны дробления и интенсивного приразломного преобразования пород, а также следы молодой гидротермальной деятельности в виде линз траверти-нов, впервые выявленные в ходе крупномасштабной геологической съемки территории в конце 80-х годов и описанные В. В. Бутвиловским [1993].



Рис. 49. Морфологическая схема южного склона Курайского хребта и северо-западной части Чуйской впадины.


1-3 — геоморфологические границы: 1 — тальвеги, 2 — бровки (а) и линии сочленения (б), 3 — бровки, гребни и линии сочленения нерасчлененные; 4-13 — элементарные геоморфологические поверхности: 4 — фрагменты пологого доорогенного рельефа, 5 — фрагменты дочетвертичных предгорных шлейфов, вовлеченные в поднятие хребта, 6 — четвертичные предгорные шлейфы, 7 — тектоногенные уступы, 8 — невыражающиеся в масштабе мелкие тектоногенные уступы, нарушающие предгорные шлейфы; 9 — стенки отрыва (а) и тела сейсмообвалов (б), 10 — эрозионные формы, 11— денудационные склоны, 12 — современные поймы и террасы, 13 — поверхность озерной равнины; 14 — моренные поля; 15 — кайнозойские отложения нерасчлененные; 16 — палеозойские образования нерасчлененные. A-D — участки детального исследования (A — Туерык, B — Тотугем, C — Красная Горка, D — Кызылчин).



Рис. 50. Геологические схемы участков детального изучения Туерык (А), Тотугем (Б), Красная Горка (В), Кызылчин (Г) (по [Буслов и др., 1999]).


1—6 — палеозойские отложения: 1 — вендско-раннекембрийские, 2 — ранне-среднекембрийские, 3 — раннедевонские, 4 — среднедевонские, 5 — позднедевонские, 6 — средне-позднедевонские нерасчлененные; 7—13 — кайнозойские отложения: 7 — позднепалеогеновые (карачумская свита), 8, 9 — ранненеогеновые (8 — кошагачская, 9 — туерыкская свиты), 10 — поздненеогеновые (кызылгирская и бекенская свиты), 11 — поздненеогеновые-раннечетвертичные (башкаусская свита), 12 — позднечетвертичные (моренные), 13 — среднечетвертично-голоценовые нерасчлененные; 14—18 — геологические границы: 14 — стратиграфические, 15—18 — тектонические (15 — сдвиги, 16 — сбросы, 17 — надвиги и взбросы, 18 — зоны тектонического меланжа); 19—22 — обозначения на разрезах: 19 — валунники; 20 — валунно-галечные отложения; 21 — мергельно-глинистые отложения; 22 — глины с прослоями бурых углей.


чин характеризует северо-запад Чуйской впадины на границе с Чаган-Узун-ским блоком. Здесь обнаружены проявления активной тектоники и блоковые перемещения пород по разломам различной морфологии. По возрасту разломы разделяются на позднепалеогеновые, ранненеогеновые и голоценовые.


На рассматриваемом участке не обнаружены отложения кошагачской и туерыкской свит. Клавишная структура участка хорошо видна по изгибам русла Кызылчина и распределению по площади кайнозойских отложений. Клавиши ограничены взбросами и сбросами, меняющими закономерно простирание от субширотного до северо-западного. Эту закономерность можно трактовать как результат небольшого вращательного движения Чаган-Узунского блока против часовой стрелки [Буслов и др., 1999]. О направлении движения свидетельствуют многочисленные малоамплитудные сдвиги, которые наблюдались нами по правому берегу Кызылчина на границе вендско-раннекембрийских карбонатно-кремнистых пород баратальской свиты и среднедевонских красноцветных отложений. Граница является позднепалеозойским разломом субмериди-онального простирания, который смещен серией сдвигов субширотного простирания. Система сдвигов хорошо выражена в рельефе многочисленными изгибами границы позднепалеозойского разлома и указывает на правостороннее смещение.


Другая закономерность связана с тем, что кайнозойские отложения сохранились на восточных (опущенных) крыльях клавишных структур. Судя по возрасту взбросов, их простиранию, геометрии клавишных структур, формирование Чаган-Узунского блока в дочетвертичное время происходило с постепенным его подъемом по системе сбросов и с разворотом по часовой стрелке. В позднечетвертичное время восточная часть блока (в том числе и ледниковые отложения) была разделена взбросами субширотного простирания на несколько ступенчатых структур с более приподнятыми южными ступенями. В правом борту Кызылчина хорошо видно, что уровень подошвы ледниковых отложений в соседних блоках различается более чем на 60 м.


Геологическое строение северной части Чуйской впадины указывает, что интенсивный рост Курайского хребта начался в конце плиоцена. Одновременно с надвиганием хребта на осадки Чуйской депрессии происходило накопление слабосортированных и плохоокатанных грубообломочных пород башкаус-ской свиты. Время ее накопления отвечает периоду максимального роста Курайского хребта в позднем плиоцене-раннем плейстоцене. В это время формируются три типа структур: 1) надвиговые, 2) валообразные на фронте напора и 3) сдвиго-надвиговые. Надвиговые структуры широко проявлены в основании Курайского хребта, в зоне столкновения его с Чаган-Узунским блоком. Валообразная структура расположена в междуречье Туерык-Тотугем. Ее ядро состоит преимущественно из кембрийских магматических пород таджи-линского комплекса. С северо-запада и северо-востока магматические породы ограничены сдвигами. С юга они имеют опрокинутый стратиграфический контакт с кайнозойскими отложениями Чуйской депрессии, местами осложненный надвигами. Сдвиго-надвиговые структуры распространены в бассейне р. Тотугем и к северо-востоку от нее.


В западном обрамлении Чуйской депрессии на границе с Чаган-Узун-ским блоком наблюдались совершенно иная история осадконакопления и иные неотектонические структуры. Здесь отмечены перерывы в осадконакоплении, разновозрастные сдвиговые, взбросовые и сбросовые деформации палеоген-четвертичных отложений [Буслов и др., 1999].


Перерывы в осадконакоплении и блоковые перемещения свидетельствуют об интенсивной тектонической деятельности в западной части Чуйской депрессии в ходе неоген-четвертичного осадконакопления, что происходило в результате регионального сжатия со сдвигом, при котором блоки испытывали вращательные движения. При этом в неогене формировались как сдвиговые дугообразные разломы, так и система клавишных структур с радиальнолучистым расположением разломов на краю Чаган-Узунского блока. Более молодые позднечетвертичные взбросы закартированы только в юго-западной части Чуйской депрессии и характеризуют этап поднятия Северо-Чуйского хребта. Здесь они совпали по времени с последним оледенением, и тектонические уступы подпруживали ледниковые долины, что фиксируется следами обработки пород ледниками [Агатова, 1999].


Неотектонические структуры (надвиги, сдвиги, взбросы и сбросы) указывают на различные по направлению условия сжатия осадков Чуйской депрессии в плиоцен-раннеплейстоценовое время. Так, ориентация надвиговых структур Туерыкского участка свидетельствует о юго-западном направлении давления со стороны палеозойских пород Курайского хребта на молодые осадки. При этом палеоген-неогеновые породы формируют клиновидную структуру, сужающуюся к северо-западу. В зоне выклинивания Курайский хребет максимально давил на Чаган-Узунский блок, и здесь сформирована надвиговая структура с деформированными и перетертыми палеоген-неогеновыми породами. В результате давления Чаган-Узунский блок поворачивается против часовой стрелки, и в его юго-восточной части (бассейн р. Кызылчин) формируется радиально-лучистая система разломов.


Сдвигово-надвиговые структуры Тотугемского участка свидетельствуют о малоамплитудном правостороннем перемещении блока девонских пород Курайского хребта вдоль северо-восточной окраины депрессии по реактивированному крупному позднепалеозойскому разлому. Южная граница палеоген-неогеновых отложений с палеозойскими толщами Южно-Чуйского хребта скрыта под позднечетвертичными отложениями. Учитывая, что в открытых местах четко прослеживается унаследовательность структуры древнего фундамента, можно предполагать сложное сдвигово-надвиговое строение этой части депрессии. Древний фундамент представлен здесь разнородными блоками девонских и кембрийских пород, расположенных в зоне позднепалеозойского Чарышско-Теректинского сдвига [Буслов и др., 1999].


Поскольку рельеф в эпоху, предшествовавшую тектонической активизации, был выровнен, его фрагменты позволяют определять суммарные относительные перемещения блоков, а также выявлять тектонические нарушения по уступам. В целом можно отметить полное совпадение результатов при выде-



Рис. 51. Фрагмент Курайской зоны взбросо-надвигов (A-B, C-D), являющейся северным транспрессионным завершением Кобдинской правосдвиговой зоны (аэрофотоснимок масштаба 1:30000).


лении новейших разломов как по геологическим, так и по геоморфологическим данным, причем фактор выраженности в рельефе является зачастую решающим в определении возраста последнего перемещения по разломам.


Новейшая структура Чуйской депрессии имеет сложное строение, частично обусловленное реактивизацией палеозойской структуры. Она может быть охарактеризована как сложно построенный рамп, сформированный в зоне сочленения Чарышско-Теректинского и Кубадринского разломов. Общее сжатие по оси северо-восточного простирания [Дельво и др., 1995] активизировало древние разрывные системы в основании отложений Чуйской депрессии, что привело к формированию различно ориентированных локальных зон сжатия и к разворотам структур. Произошло также значительное преобразование палеозойского структурного плана за счет формирования разрывов субмери-дионального простирания.


Давно уже установлено, что северная граница Чуйской впадины образована системой взбросо-надвигов субширотного простирания. На границе Ку-райского хребта и впадины повсеместно закартировано надвигание палеозойских пород на кайнозойские осадки впадины с развитием интенсивных дислокаций [Девяткин, 1965]. Южный склон Курайского хребта представляет собой огромную лестницу, где площадки ступеней образованы реликтами единой в прошлом поверхности выравнивания и вовлеченными в воздымание древними предгорными шлейфами, а уступы между площадками связаны со взбросо-надвигами (рис. 51). Иная картина наблюдается в западной части впадины. Здесь ее ограничивает Чаган-Узунский горный массив, сформированный после начала поднятия Курайского хребта [Девяткин, 1965].


Проведенные исследования, охватившие пограничные области кайнозойского бассейна седиментации и его горное обрамление, позволили благодаря исключительно хорошей обнаженности и слабому эрозионному расчленению исходной тектонической структуры выявить основные закономерности строения кайнозойских тектонических границ, разделяющих неотектонические блоки первого порядка (хребты и впадины). Поскольку вся область сформировалась в ходе раздавливания участка литосферы в результате взаимных перемещений микроплит и блоков Внутренней Азии, такие границы должны иметь широкое распространение.


7.3. Основные характеристики неотектонических блоков и морфотектоническое районирование Алтая


Первым специалистом, высказавшим определенное мнение о природе макрорельефа Горного Алтая, был П. А. Чихачев, который считал, что современные горные сооружения этой территории возникли в результате складчатости в конце девонского периода [О сочинении..., 1845; Tschihatcheff, 1845]. Такие представления существовали до начала XX в., когда В. А. Обручев [1915] предположил, что горы Алтая возникли в результате вертикальных дифференцированных блоковых движений более молодого времени. Тогда же были представлены доказательства сводового характера воздымания [Grand, 1915]. После дискуссии по этому поводу на страницах геологических изданий к 30-м годам XX в. установилось мнение, что общее сводовое воздымание предшествовало дифференцированным блоковым движениям.


Такая точка зрения установилась надолго. Характер тектонических движений более не обсуждался. Значительно конкретизировались лишь представления о новейшей блоковой структуре и времени ее формирования, в результате были составлены карты новейшей тектоники, основой которых стала топография [Девяткин, 1965; Богачкин, 1981]. Движения по разломам считались исключительно сбросовыми по субвертикальным сместителям. Надвиговые перемещения, наблюдаемые во многих частях горной страны, в тот период считались следствием «расползания» на впадины растущих в вертикальном направлении под воздействием сил гравитации горных сооружений [Ерофеев, 1969].


Следующий этап представлений о механизмах формирования горных сооружений Алтая достигнут в результате изучения последствий Гоби-Алтайс-кого землетрясения 1957 г. [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963]. Участник этих исследований Н. А. Флоренсов сформулировал новые положения о механизмах орогенеза [1965, 1968, 1978]. Он первым указал на решающую роль горизонтальных перемещений в образовании горного рельефа региона. Выделенные им «байкальский» и «гобийский» типы горообразования были противопоставлены по принципу доминирования: при байкальском типе горообразования расширение межгорных впадин идет за счет окружающих гор на фоне растяжения; при гобийском типе, напротив, расширение горных сооружений происходит за счет вовлечения в поднятие периферии межгорных и предгорных впадин на фоне сжатия.


В последнем случае признаками гобийского типа горообразования признавались предгорные равнины - «бэли» и системы передовых хребтов - «фор-бергов». Впоследствии эти идеи получили полное признание и были использованы в работах многих отечественных исследователей [Девяткин, 1974; Тимофеев, Чичагов, 1974; Тимофеев, 1975; Уфимцев, 1989; и др.]. Почти все горные сооружения Алтая попадают в гобийский тип этой классификации. На протяжении 90-х годов автором с несколько иных позиций в ряде работ [Новиков, 1992а,б, 1994, 1996а, 1998; Новиков и др., 1995, 1998; Новиков, Парна-чев, 2000; и др.] разрабатывались проблемы транспрессионного горообразования на территории Алтая и подчеркивалась ведущая роль сдвигов и сопряженных с ними взбросов в этом процессе.


Алтай в сечении с юго-запада на северо-восток имеет резко асимметричное строение. Это отмечали уже первые исследователи региона [Потанин, 1948; Сапожников, 1949а]. Асимметрия проявляется в различном гипсометрическом положении и равнин Джунгарии (500-800 м), и Котловины Больших Озер (1200-1300 м). Юго-западный макросклон Монгольского Алтая относительно однороден на всем протяжении. Он ступенями снижается к Джунгарии. Северо-восточный макросклон вообще не имеет формы склона. Он представлен скоплением горных хребтов примерно равной высоты, северо-восточная цепь которых отделена от равнин Котловины Больших Озер коротким отчетливым уступом.


По линейным размерам и абсолютным высотам ограниченные кайнозойскими разломами блоки Алтая отчетливо разделяются на группы, что связано с их позицией в морфотектонической структуре (рис. 52). Распределение неотектонических блоков по длине и ширине имеет два пика. Первый образует подавляющее большинство элементов. Второй - малочисленная группа аномально длинных и широких объектов. По нашему мнению, это области с неоформившейся еще блоковой структурой, недавно вовлекшиеся в возды-



мание. Расположены они на северо-западной и юго-западной окраинах Алтая. Распределение блоков по высоте образует три отчетливые ступени. Самая малочисленная имеет высоты в диапазоне 500-1500 м. Ее образуют вышеупомянутые элементы, имеющие необычно большие линейные размеры. Вторая и третья группы образованы элементами с высотами 1500-3000 и 30004000 м. Последняя наиболее многочисленна.


Абсолютные высоты блоков стандартной конфигурации (длина 50-175, ширина 25-50 км) в равной степени принадлежат к группам со средними и большими абсолютными высотами. Это связано с неодновременностью вовлечения блоков в поднятие или с различной силой сжатия. Отсутствие блоков с усредненными высотами более 4000 м говорит о наличии лимитирующего фактора. Можно предположить, что сжимающее усилие в регионе недостаточно для обеспечения «выдавливания» клиновидных в поперечном разрезе блоков определенных размеров и конфигурации на большую высоту.


По форме, размеру и характеру границ между блоками территория неоднородна. Это позволяет выделить в новейшей структуре территории фронтальную зону, зоны правого и левого фланга и тыловую зону (рис. 53).


Фронтальная (Джунгарская) зона расположена на границе с Джунгарской микроплитой. Пространственно она совпадает с юго-западным макросклоном Монгольского Алтая, расположенным на территории Китая. Зона образована всего несколькими крупными блоками. В кайнозойское время в ее пределах была сформирована чешуйчатая структура за счет последовательного вовлечения в воздымание периферических частей пододвигающейся под Алтай Джунгарской микроплиты. Поперечное сечение макросклона хребта имеет ступенчатый профиль, где площадки ступеней образованы участками умеренно измененного доорогенного рельефа, а уступы соответствуют фронтальным частям взбросов и надвигов. Поскольку Джунгарская плита сама перемещается и к северо-западу по отношению к Алтаю, там фиксируются и сдвиговые составляющие перемещений по основным разломам.



Рис. 53. Схема расположения основных морфотектонических зон Алтая.


А — фронтальная (Джунгарская); Б — тыловая (Монгольская); В — правофланговая (ГорноАлтайская); Г — левофланговая (Гоби-Алтайская).


Тыловая (Монгольская) зона является областью ярко выраженных правосдвиговых перемещений. Именно в ее пределах сосредоточены основные амплитуды сдвиговых перемещений при «косой коллизии» Тувино-Монголь-ской и Джунгарской микроплит. Вертикальная дифференциация рельефа в ее пределах минимальна. Большинство блоков имеет абсолютные высоты в диапазоне 2000-4000 м и лишь небольшая их часть погружена за счет надвигания на них соседних блоков и образует межгорные впадины. Территориально зона охватывает северо-восточный макросклон Монгольского Алтая и юго-восточную часть Русского Алтая.


В пределах зоны земная кора раздроблена на многочисленные ромбовидные в плане блоки, ограниченные протяженными сдвиговыми зонами северозападного простирания и локальными зонами растяжения северо-восточной и восточной ориентации. Расположенные между двумя соседними сдвиговыми зонами цепочки блоков образуют зоны линейного коробления. Зона образована при дроблении Тувинской и Монгольской микроплит. Судя по тому, что в пределах отделяющей ее от Хангайского поднятия Котловины Больших Озер идет формирование цепочек хребтов, сходных по механизму орогенеза и морфологии с морфотектоническими единицами зоны, она наращивается за счет дробления примыкающих к ней микроплит.


Правофланговая (Горно-Алтайская) зона включает в себя значительную часть Русского Алтая. В ее пределах происходит поворот основных правосдвиговых зон Монгольского Алтая к западу. Это связано с близостью Западно-Сибирской плиты, не позволяющей реализовываться сдвиговым перемещениям, и только незначительная часть горизонтальных амплитуд гасится за счет надвигания по северному фасу Алтая на Бийско-Барнаульскую впадину, а большая часть горизонтальной амплитуды перемещения компенсируется поворотом правофланговой зоны против часовой стрелки. При этом в загнутых к западу окончаниях сдвиговых зон преобладают уже взбросовые подвижки.


Блоки в этой зоне имеют разнообразную в плане форму, а на границе с Западно-Сибирской плитой расположена зона перехода, представляющая собой крупные слабо раздробленные блоки с высотами менее 2000 м, отделяющие зоны линейного коробления от прилегающих устойчивых блоков Сибири и Казахстана. В результате поворота сдвиговых структур в пределах данной зоны наряду с правосдвиговыми нарушениями широко развиты области растяжения, с которыми связаны сбросы и узкие грабены северного простирания. Из них наиболее известен грабен Телецкого озера.


Левофланговая (Гоби-Алтайская) зона включает область левосторонних сдвиговых перемещений, территориально совпадающих с восточным окончанием Монгольского Алтая и Гобийским Алтаем. Левосторонние сдвиги этой зоны налагаются на правосторонние сдвиговые структуры, образующие морфотектоническую основу большей части Алтая в районе Барун-Хурайской впадины. Блоки этой зоны пространственно разобщены, имеют форму, абсолютные высоты и линейные размеры, сходные с таковыми блоков тыловой зоны. Принципиальным отличием является противоположное движение по сдвиговым нарушениям. Рассматриваемая зона формируется в результате перемещения территории Гоби к востоку относительно Хангая и образует структурную зону, самостоятельную в геодинамическом плане по отношению к остальной части Алтая.


Морфология и морфотектоника типичных для новейшей структуры Алтая блоков (на примере Курайского хребта)


Большинство неотектонических блоков Алтая имеют ромбовидную форму и относительно слабо дифференцированы по высоте и линейным размерам. Курайский блок, выраженный в рельефе в виде одноименного хребта, вместе с примыкающими к нему блоками представляет структуру, типичную для большей части Алтая. Южный макросклон Курайского хребта, ограничивающий с севера Чуйско-Курайскую систему впадин, имеет сложное строение, характерное для всех надвиговых контактов хребтов и впадин в пределах Алтая [Новиков и др., 1998]. Основу новейшего структурного плана Юго-Восточного Алтая составляют кайнозойские разломы. Они имеют дугообразную форму, их простирание меняется с северо-западного на юге до субширотного на севере. Южная граница Курайского и примыкающих к нему блоков образована при обновлении южного окончания палеозойского Курайско-Телецкого глубинного разлома. Курайский хребет образует водораздел между бассейнами Чуи и Башкауса. В неотектоническом отношении он не является однородным (рис. 54).



Рис. 54. Неотектоническая схема Курайско-Чуйской системы впадин и их горного обрамления (названия структур по [Новиков, 1992] с дополнениями).


I    — основные разломы; 2 — второстепенные разломы (а — прослеженные, б — предполагаемые под покровом позднекайнозойских отложений); 3 — границы бассейнов кайнозойской седиментации на месте отрицательных структур; 4 — блоки палеозойского основания, выраженные в рельефе в виде положительных структур: I—V — хребты (вытянутые блоки) (I — Курайский,


II    — Чулышманский, III — Айгулакский, IV — Северо-Чуйский, V — Южно-Чуйский), VI—X — горные массивы (изометричные мелкие блоки) (VI — Эстулинский, VII — Кубадринский, VIII — Чаган-Узунский, IX — Башкаусский, X — Кызылчинский), XI — плато (изометричные крупные блоки) (Сайлюгем); 5 — блоки палеозойского основания, выраженные в рельефе в виде отрицательных структур: 1-7 — впадины (бассейны седиментации кайнозойских осадков) (1 — Чуйская, 2 — Курайская, 3 — Йлдыскельская, 4 — Ештыкольская, 5 — Сорлукольская, 6 — Коку-ринская, 7 — Самахинская).


Четырехугольниками выделены участки, показанные на рис. 55, 56.


Центральная часть Курайского хребта образована одноименным блоком, имеющим ромбовидную в плане форму и вытянутым в северо-западном направлении. С запада и востока блок ограничен сложно построенными сдвиговыми зонами, по которым к нему примыкают соответственно Кубадринский и Башкаусский горные массивы, образованные приподнятыми изометричными неотектоническими блоками. В современном рельефе границы между хребтами представлены глубокими сквозными долинами, выработанными в зонах сдвигов. С северо-востока и юго-запада Курайский блок ограничен системами надвигов и взбросов, образующих классический клин выпирания.


Основными геоморфологическими элементами хребта являются северный и южный макросклоны, заложившиеся на ранних стадиях деформации исходного пенеплена. Позднее, при росте хребта и их расчленении, сформированы остальные геоморфологические элементы. Северный макросклон сильно расчленен долинами, затушевывающими основные неотектонические черты, поэтому мы сосредоточим внимание на южном макросклоне. Южный макросклон Курайского хребта имеет отчетливо ступенчатую форму (рис. 55). Площадки ступеней представляют собой участки доорогенного рельефа, состоящего из фрагментов поверхности выравнивания, обрамленных пологими склонами. Уступы ступеней выражены крутыми тектоническими склонами. Ступенчатая основа подвергалась достаточно сильному расчленению. Между долинами сохранились обширные участки, где отчетливо видно исходное тектоногенное строение макросклонов.


Среди выработанных форм рельефа преобладают ледниковые долины. Их молодые борта состоят из почти отвесного скального склона, обрамленного снизу осыпным шлейфом. Часто такие склоны осложнены стенками отрыва молодых обвалов. Сами тела обвалов имеют вид изометричного поля размером 0,5-1 км в поперечнике. Все выявленные обвалы моложе моренных отложений (перекрывают их) и, судя по значительным размерам и удалению от стенок отрыва, не могли образоваться в ходе простого обваливания под воздействием гравитации. Для их образования была затрачена дополнительная энергия, и мы полагаем, что они связаны с землетрясениями [Новиков и др., 1998]. Обломочный материал, вынесенный из ледниковых долин, концентрируется на поверхности опущенных блоков, образующих впадину, и реже - блоков промежуточного положения. Относительно опущенные тектонические блоки часто полностью перекрыты рыхлыми отложениями, вынесенными в ходе расчленения воздымающихся вокруг них блоков. Их центральная часть обычно занята озерно-аллювиальной равниной, сменяющейся к периферии флю-виогляциальными шлейфами и моренными полями.


Моренные отложения образуют обширные поля с характерным бугристым микрорельефом и валами стадиальных морен, фиксирующих стационарное положение ледников. По характеру микрорельефа моренные отложения делятся на три основные группы. Первая - это интенсивно бугристые отложения малой ледниковой эпохи, проявленной в Курайском хребте только в долинах северного макросклона, вторая и третья - это слегка и сильно сглаженные более



Рис. 55. Геоморфологическая карта западного (А) и восточного (Б) участков детального изучения южного макросклона Курайского хребта (по [Новиков и др., 1998] с изменениями).


1, 2 — элементы гидросети: 1 — реки (а — мелкие, б — крупные), 2 — озера (а — постоянные, б — пересыхающие); 3—5 — геоморфологические границы: 3 — тальвеги водотоков, 4 — бровки (а — скругленные, б — обрывистые), 5 — тыловые швы; 6 — линии молодых разрывных нарушений; 7 — границы развития моренных отложений и стадиальные моренные валы; 8 — абс.от-метки,м; 9 — пролювиальные конусы выноса; 10 — флювиогляциальные шлейфы (а — древние со следами древних абразионных террас, б — молодые); 11 — озерно-аллювиальные равнины;



12 — аллювиальные террасы; 13 — моренные поля (а — стадий деградации позднеплейстоценового оледенения, б — максимума позднеплейстоценового оледенения); 14 — фрагменты поверхности выравнивания; 15 — склоны крутые приразломные (а — средней крутизны, б — крутые, осложненные стенками отрыва обвалов); 16 — склоны пологие привершинные; 17 — склоны ледниковых долин и останцов обтекания (а — пологие, б — крутые, осложненные стенками отрыва обвалов); 18 — склоны флювиогляциальных врезов; 19 — склоны эрозионных долин; 20 — стенки отрывов обвалов; 21 — склоны ледниковых долин, переработанные флювио-гляциальными процессами; 22 — склоны осыпных шлейфов; 23 — тела обвалов.


древние моренные отложения, принадлежащие ранним стадиям позднеплейстоценового оледенения. В их пределах моренные валы фиксируют стадии деградации позднеплейстоценового оледенения, развитые повсеместно в долинах.


Постледниковая эрозия происходит в пределах рассматриваемой территории относительно слабо. Характерной формой является эрозионная рытвина с конусом выноса в устье. Более широко проявилась деятельность талых вод, высвободившихся в ходе дегляциации. Она фиксируется как по обширным флювиогляциальным шлейфам, по меньшей мере, двух генераций (одна осложнена следами абразионных террас древнего ледниково-подпрудного озера, другая сформировалась после его исчезновения), так и по глубоким долинам, прорезающим моренные поля, расположенные на уплощенных участках южного склона Курайского хребта.


Соотношение исходного тектоногенно-блокового рельефа и результатов его расчленения указывает на то, что к концу плейстоцена, когда последнее оледенение максимально распространилось, все детали блоковой тектоники уже сформировались. Широкое распространение тектоногенных обвалов и молодых разрывов, смещающих позднеплейстоценовые формы рельефа (борта каров последнего оледенения), свидетельствует о непрекращающейся тектонической активности.


Анализ геоморфологического строения участков детальных исследований позволяет выявить основные элементы неотектонического строения, каковыми являются блоки, разделенные разломами. Хотя они сильно расчленены ледниковой и водной эрозией, в их пределах сохранилось достаточно фрагментов древнего рельефа, чтобы оценить вертикальные составляющие перемещений по разломам, разделяющим блоки, а также характер деформаций внутри самих блоков. Выбранные нами эталонные участки характеризуют западную и восточную части южного склона Курайского хребта (рис. 56).


Западный участок характеризуется закономерным неотектоническим строением и является фрагментом гигантской лестницы, образованной вертикальным перемещением древнего слаборасчлененного субгоризонтального рельефа по системе разломов северо-западного простирания, падающих под хребет. Ширина ступеней составляет от 1 до 5 км, а высота разделяющих их уступов - от 100 до 400 м. Абсолютные высоты ступеней повышаются от периферической части к центру от 1800 до 2850 м. Плоскости основных разломов смещаются более молодыми поперечными разломами. Основные разломы, детально изученные при исследованиях Акташского рудного узла, имеют характер сдвиго-взбросов [Бондаренко, 1969], молодая генерация разломов относится к простым сбросам.


Восточный участок имеет более сложное неотектоническое строение в связи с расщеплением в его пределах основной зоны разлома на две ветви. Наряду со ступенчатой структурой здесь в северной части развиты замкнутые треугольные тектонические понижения в пределах высоких ступеней. Абсолютные высоты площадок тектоногенных ступеней южного склона Ку-райского хребта не выдержаны по простиранию вдоль хребта и плавно изменяются. Это полностью исключает возможность их формирования по типу



Рис. 56. Неотектоническая схема западного (А) и восточного (Б) участков южного склона Курайского хребта (по [Новиков и др., 1998] с изменениями).


1    — основные разломы (а — выраженные уступами, б — перекрытые рыхлыми отложениями);


2    — второстепенные разломы; 3, 4 — рыхлые отложения в денудационных и тектоногенных понижениях: 3 — моренные и обвальные, 4 — водные и водно-ледниковые; 5—9 — поверхности тектонических ступеней: 5 — первая верхняя — 3150-3200 м (Б), 6 — вторая верхняя — 27502850 м (А), 3000-3050 м (Б), 7 — средняя — 2300-2450 м (А), 2750-2850 м (Б), 8 — первая нижняя — 2000-2100 м (А), 2400-2600 м (Б), 9 — вторая нижняя — 1800-1900 м (А), 22002300 м (Б); 10 — профили.


педиментов за счет отступания склона. В пределах восточного участка абсолютные высоты площадок ступеней повышаются к центру с 2200 до 3200 м. Высоты разделяющих их уступов составляют 100-200 м.


Важной особенностью пространственного положения фрагментов древнего рельефа являются субгоризонтальность низких и верхних площадок тек-тоногенных ступеней и наклонность от центра к периферии площадок среднего уровня. Это отчетливо выражается в разбросе абсолютных высот в их пределах (100 м и менее для первой группы и 200 м и более для второй). Это подтверждает давно высказанное нами положение о существовании в ЮгоВосточном Алтае на ранних стадиях новейшего орогенеза плавных валооб-разных межсдвиговых воздыманий, расположенных на месте современных приподнятых блоков [Новиков, 1992а]. Блоковая структура возникла при более поздних дифференцированных движениях по разломам в ходе последовательного развития чешуйчатых клиньев выпирания после преодоления предела пластичности в процессе продолжающегося регионального сжатия.


Информация о современном поле напряжений может быть получена из последней сводки по механизмам очагов землетрясений [Жалковский и др., 1995]. В Курайско-Чуйском районе анализ механизмов четырех очагов землетрясений из шести дает сдвиговый тип тензора напряжения с механизмом основных осей напряжения ССВ и горизонтальный минимум, направленный на ЗСЗ-ВЮВ. Серия из пяти тензоров палеонапряжений была получена в результате обработки замеров сдвиговых трещин в позднеплиоценовых-плей-стоценовых осадках вдоль восточной части южного склона Курайского хребта [Новиков и др., 1998]. Эти данные соответствуют движениям по разломам вдоль северной границы Чуйской впадины. Они свидетельствуют о сжатии по горизонтальной оси северо-северо-восточного простирания, совпадающем с современным направлением основного сжатия.


В западной части Чуйской впадины, вдоль границы Курайского блока, поле напряжений, зафиксированное в позднеплейстоценовых осадках, характеризуется растяжением. Это свидетельствует о том, что поле высоких напряжений концентрируется вдоль зоны Курайского разлома, на границе устойчивого Ку-райского блока, что находит отражение внутри самого бассейна. Таким образом, современное поле напряжений, восстановленное при анализе сдвиговых трещин, имеет высокую сходимость в региональном масштабе с полем напряжений, полученном при анализе механизмов очагов землетрясений.


Как морфоструктурные данные, так и данные о кинематике разломов указывают на то, что новейшая тектоническая активность в Курайско-Чуйской зоне межгорных впадин контролируется северо-северо-восточной ориентировкой оси горизонтального сжатия, проявляющейся в активизации разломов и наклоне блоков. Движения по разломам северо-западного простирания вдоль южного склона Курайского хребта варьируют между сдвигово-взбросовыми вдоль главного разлома и, реже, надвиговыми. Эти черты типичны для положительных ступенчатых структур, формирующихся на фоне общего сжатия при развитии клиньев выпирания на всей территории Алтая. Сбросовые движения происходят вдоль перпендикулярных к основным сдвиго-взбросам разломов, субпараллельных основной оси сжатия. Западная часть Чуйской впадины, граничащая с Курайским хребтом, развивается как полурамповая структура с наклоном поверхности блоков на юг. Чуйский ступенчатый полурамп активен вдоль северной границы, в то время как на юге, где впадина ограничена Сай-люгемским сводом, симметричная структура отсутствует [Добрецов и др., 1995; Дельво и др., 1995].


Анализ палеонапряжений, детали блоковой неотектонической и тесно с ней связанной геоморфологической структур Курайского блока показывают, что он является характерным фрагментом зоны линейного коробления, возникшей в результате дробления и горизонтального течения литосферных блоков на фоне косого горизонтального сжатия. Имея в плане линзовидную форму, он ограничен с запада и востока сдвиговыми зонами без существенной относительной вертикальной составляющей в перемещениях по ним смежных блоков. С юго-запада блок ограничен системой сдвиго-взбросов, характерной для границ клиньев выпирания. Развитие аналогичного ступенчатого рельефа на северо-восточном макросклоне хребта позволяет предположить там существование подобной симметричной структуры. Таким образом, Курайский блок является характерной неотектонической структурой выпирания на фоне регионального сжатия, аналогичной описанным в регионах, расположенных к западу и востоку от Алтая [Уфимцев, 1989].


Морфология и морфотектоника блоков, испытавших относительное погружение и выраженных в рельефе в виде межгорных впадин (на примере Курайско-Чуйской системы)


Особенности морфотектонической эволюции Алтая обусловили наличие в его пределах систем крупных межгорных впадин рампового типа. Причиной погружения блоков, образующих их основания, по всей видимости, послужило надвигание на них блоков обрамления. В количественном отношении их примерно в четыре раза меньше, чем возвышенных блоков, с которыми они имеют сходные линейные размеры. Большинство впадин ограничено со всех сторон хребтами, они дренируются узкими долинами, зажатыми высокими горными массивами. Все это приводит к тому, что в результате неоднократного перегораживания выходов из впадин на протяжении плейстоцена в них возникали крупные озерные бассейны. Типичный пример таких структур - Ку-райско-Чуйская система межгорных впадин. На определенной стадии функционирования палеоозер этой системы происходили прорыв подпруды и мощное обводнение расположенных ниже участков долин Чуи и Катуни, что нашло отражение в распространенных там необычных отложениях и формах рельефа.


Курайская впадина представляет собой крупную межгорную депрессию, ограниченную с юга и северо-востока Северо-Чуйским и Курайским хребтами. С северо-запада впадину замыкают Эстулинский, Айгулакский и Кубадринский горные массивы. Впадина имеет ромбовидную форму, характерную для впадин со взбросо-сдвиговыми тектоническими границами. Восточная ее часть представляет собой бассейн кайнозойской седиментации, выраженный в рельефе в виде равнины, плоской в центральной части и наклонной вблизи хребтов. В западной части впадины палеозойский фундамент выходит на поверхность.



Рис. 57. Гидрографическая (А) и геоморфологическая (Б) схемы Курайской впадины и ее горного обрамления.


1 — денудационные элементы: 1 — реликты поверхности выравнивания и примыкающие к ним пологие нерасчлененные склоны (а — в пределах впадины, б — на склонах хребтов, в — на вершинах хребтов), 2 — тектоногенные уступы, 3 — борта ледниковых долин и их осыпные нерасчлененные шлейфы, 4 — борта V-образных долин, 5 — борта ящикообразных долин, 6 — экзарационные участки днищ ледниковых долин и ледоемов; 2 — аккумулятивные элементы: 7 — моренные поля (а — отчетливо бугристо-грядовые, б — умеренно бугристогрядовые, в — сглаженные), 8 — озерно-аллювиальная равнина, 9 — пролювиальные конусы выноса, 10 — флювиогляциальные шлейфы (а — доозерной генерации, б — послеозерной генерации, в — доозерной генерации с наложенной рябью течения), 11 — флювиогляциальные равнины, 12 — камовые террасы, 13 — наледные поляны, 14 — ледники и фирновые поля, 15 — осадки разного генезиса с наложенной рябью течения; 3 — тела обвалов; 4 — границы между поверхностями; 5 — участки, где сохранились волноприбойные озерные террасы.


Все перечисленные моренные поля имеют резкие границы и сменяются по направлению к впадине слабонаклонными флювиогляциальными равнинами. Моренные поля в устьях долин Машея и Ярлыамры не выражены. Очевидно, их ледники сливались с выдвигавшимся по долине Чибитки из Сорлукольского ле-


Здесь он сводообразно изогнут и отделен с севера и юга от хребтов относительно небольшими Ешты-кольским и Ярлыамринским прогибами. В осевой части свода образовалась система грабенов, использованная долиной Чуи. О надвигании горного обрамления на впадину наряду с деформацией фундамента свидетельствуют вытянутые вдоль подножий хребтов тектонические выступы, прорывающие кайнозойские отложения аккумулятивной части впадины и формирующие передовые хребтики, такие как «карбоновый горст» в междуречье Курайки и Сухого Тыдтугема и выступы междуречья Балтыргана и Ардыжана [Новиков, 1992а,б; Новиков, Парначев, 2000].


Третичные и раннечетвертичные породы практически нигде не выходят на поверхность в пределах впадины. Все многообразие аккумулятивного рельефа впадины образовано позднеплейстоценовыми и голоценовыми породами, слагающими сложно построенный комплекс ледниковых, водно-ледниковых, озерных и аллювиальных отложений (рис. 57). Наиболее древними отложениями, формирующими аккумулятивные формы рельефа рассматриваемой территории, являются позднеплейстоценовые ледниковые осадки максимума последнего оледенения, образующие в местах раскрытия долин во впадину моренные поля. На северном борту впадины хорошо выраженные небольшие моренные поля расположены на выходе во впадину долин Таджилу, Ортолыка и Курайки. Крупное моренное поле, отложенное на средней ступени Курайского хребта в междуречье Курайки и Сухого Тыдтугема ледником, спускавшимся по системе коротких долин с плато осевой части хребта в районе верховий Нижнего Ильду-гема, достигает впадины только двумя незначительными языками. Моренные поля южного борта впадины более значительны по размерам. Самые крупные из них расположены на выходах во впадину долин Акту-ру и Тюте. Несколько меньшие поля расположены на окончаниях горных частей долин северного склона массива Биш-Иирду (Корумду, Куркурек и др.).


доема языком ледника и заканчивались вблизи устья Бельгебаша, где расположено последнее вниз по долине Чуи хорошо морфологически выраженное моренное поле. Небольшие участки моренного рельефа развиты за бровками склонов долины Машея и брошенного участка долины Чуи, там, где ледник переваливался через край на резких поворотах долины. Никаких морфологических следов действия ледников за пределами хорошо выраженных моренных полей в денудационной части впадины между массивами Биш-Иирду и Кубадринским не обнаружено.


Очевидно, что предполагавшаяся здесь рядом исследователей [Окишев, 1982; Рудой, 1988; Бутвиловский, 1993; и др.] ледовая подпруда в позднеплейстоценовое время не существовала. Встречающиеся на поверхности плато Бель-кенек гранитоидные валуны в большинстве случаев несут на себе следы сильного выветривания, они не могли быть отложены позднеплейстоценовым ледником. В период максимального уровня озерного бассейна эту территорию занимало озеро, а единичные, встречающиеся здесь, хорошо сохранившиеся валуны гранитоидов Кубадринского массива, как и валуны в западной части впадины, следствие разноса плавающими льдами. Центральная часть впадины образована абсолютно плоской, если не считать неглубоко врезанной долины Чуи и бугров морозного пучения, аккумулятивной равниной. Являясь дном палеоозера, равнина имеет озерный генезис и лишь слегка изменена более поздними флювиальными процессами.


Следы волноприбойной деятельности Курайского палеоозера широко распространены в западной части впадины в диапазоне высотных отметок примерно от 1600 до 2150 м. Они представляют собой систему абразионно-аккумулятивных террас, фиксирующую удивительно однообразное прерывистое снижение уровня палеоозера в пределах указанного высотного диапазона. В период максимального наполнения оно представляло собой единое с Чуй-ским озеро, где максимальные озерные уровни также видны до 2150 м [Новиков и др., 1995]. Террасы развиты на скальных склонах хребтов и денудационных останцах во впадине, на части конечноморенных полей и на допоздне-плейстоценовых флювиогляциальных шлейфах.


На крутых скальных склонах они сохранились очень фрагментарно, лучше сохранность озерных уровней в пределах моренных полей и очень хорошая в пределах древних шлейфов. В Курайской впадине существует три обширных участка шлейфов с озерными террасами. Первый, на южном борту впадины, на междуречье Балтыргана и Ардыжана, где они защищены от размыва поступающими с хребта потоками системой тектоногенных выступов и сохранились лучше всего. Второй, по правому борту Чуи ниже устья Сухого Тыдтугема, где склон Курайского хребта практически не расчленен. Третий, на северном борту впадины, между моренными полями Таджилу и Ортолыка, где террасы уверенно прослеживаются до отметок 2150 м.


Поскольку озерные террасы расположены на конечноморенных образованиях ледников последнего оледенения, можно утверждать, что период максимального наполнения озера приходится на самое начало дегляциации. В это время ледники, такие как Таджилу, Ортолык и Тюте, находящиеся в неблагоприятных физико-географических условиях, уже отступили и в их моренных полях были выработаны террасы. Ледники массива Биш-Иирду (Куркурек, Корумду, Актуру) находились еще в стадии наступания и отлагали морены непосредственно в водный бассейн, о чем наряду с отсутствием на моренных комплексах волноприбойных террас свидетельствует некоторая размытость их очертаний. Подпруживание озера на этом этапе осуществлялось ледниками, выдвигавшимися по Бельгебашу и Чибитке из Сорлукольского ледоема, при незначительном участии Машейского ледника, поскольку для достижения максимального уровня озера достаточно перегораживания долины Чуи в районе устья Бельгебаша. Определенную роль в образовании подпруды играла также тектоническая преграда, подпиравшая ледник, остатки которой до сих пор сохранились в виде останцовой возвышенности в долине Чуи ниже пос. Чи-бит (г. Бельгебаш).


Прерывистое снижение уровня озера с отметки 2150 м до отметки 1600 м (в Курайской впадине) сменилось периодом стабилизации. В это время оно распалось на два изолированных бассейна: Чуйский, более высокий, подпру-женный Куэхтанарским ледником и, возможно, Сукорским обвалом, и Курай-ский, подпруженный отступившими до приустьевых частей Машейским и Чи-битским ледниками. Именно тогда произошло катастрофическое опорожнение этих, все еще больших, озерных бассейнов, приведшее к широко известным геологическим и геоморфологическим эффектам во впадинах и долинах Ка-туни и Чуи. Самым наглядным морфологическим эффектом быстрого движения больших масс воды в Курайской впадине является формирование на флю-виогляциальных отложениях двух крупных полей гигантской ряби течения и нескольких более мелких участков по обе стороны долины Чуи, в приустьевых частях Баратала и Машея. Гидрологические расчеты, наиболее достоверные, поскольку проведены специалистом в этой области, показывают, что слой текущей воды при формировании ряби не превышал 50 м, а скорость потока 5-8 м/с [Carling, 1996а,b].


Имеющиеся геологические и геоморфологические данные, касающиеся вопросов функционирования озерных бассейнов в Курайской и Чуйской впадинах Горного Алтая и спуска их вод по долинам Чуи и Катуни, позволяют сделать следующие выводы.


В долинах Чуи и Катуни присутствуют геологические и геоморфологические свидетельства не менее семи катастрофических паводковых событий, связанных с прорывом вод палеоозер, существовавших во впадинах Юго-Восточного Алтая [Парначев, 1999]. Размеры одного паводка (количество воды и ее скорость) были как минимум на порядок меньше, чем предполагали первооткрыватели этого явления на Алтае. В Курайско-Чуйской системе впадин геоморфологически выражены следы существования только последнего палеоозера. Позднеплейстоценовое сформировалось на ранних стадиях дегляциа-ции, быстро и прерывисто снизилось с отметки 2150 м до отметок 1600-1750 м, распавшись при этом на два отдельных бассейна, которые затем подверглись быстрому спуску. В подпруживании озера решающую роль играл ледник, выдвигавшийся из Сорлукольской котловины по долине Чибитки в сочетании с тектонической преградой, созданной позднеплейстоценовыми блоковыми движениями в районе западного окончания Курайско-Чуйской системы межгорных впадин. История развития позднеплейстоценовых озер Юго-Восточного Алтая свидетельствует о непрекращающихся тектонических подвижках в это время.


Чуйская впадина расположена на крайнем юго-востоке Русского Алтая. Это самая большая по площади впадина всей горной системы. Она вытянута в субширотном направлении более чем на 70 км, а ширина ее уменьшается с 30 км на западе до 12 км на востоке. В восточной части с ней соединяются небольшие Кокоринская и Богутинская впадины, образующие ее раздвоение. Эти восточное и северное продолжения впадины имеют ромбовидную форму и размеры в поперечнике до 20 км.


Границы впадины с обрамляющими ее горными сооружениями фиксируются не только сменой уплощенного днища крутыми склонами хребтов, но и сменой рыхлых кайнозойских осадков, выполняющих впадину, скальными до-кайнозойскими породами, что отчетливо заметно даже на мелкомасштабных космоснимках. Этот принцип проведения границ впадины не выдерживается только в ее северной части, где кайнозойские осадки вздернуты новейшими движениями на склоны Курайского хребта. Здесь граница проводится по подножию ближайшего к днищу впадины тектоногенного уступа. Таким образом, приведенные выше размеры касаются уплощенного днища современной меж-горной котловины, но не впадины как бассейна кайнозойской седиментации. Если рассматривать впадину как отрицательную форму рельефа, то ее размеры по внешним краям (бровкам) макросклонов или водоразделам обрамляющих впадину хребтов 50-60 км в ширину и 90 км в длину.


Днище впадины имеет слабо вогнутую форму. В центральной ее части абсолютные отметки составляют 1750-1850 м, а по периферии - около 2000 м (в северной части до 2150 м). Со всех сторон впадину ограничивают высокие горные сооружения: с севера - Курайский хребет с абс. отм. водоразделов 3200-3400 м; с запада - восточное окончание Северо-Чуйского хребта с абс. отм. 2900-3200 м; с юга - Южно-Чуйский хребет с абс. отм. водоразделов 3300-3900 м и плато Сайлюгем с высотами 2900-3000 м. Максимальный перепад высот в районе Чуйской впадины составляет более 2000 м, что обусловливает интенсивный вынос продуктов разрушения пород хребтов в пределы впадины.


В. А. Обручев первым высказал предположение о разломном характере границ хребтов и впадин Алтая [1915]. Изучение Чуйской впадины продолжилось в начале 30-х годов, когда сотрудники ЗСГУ начали здесь планомерные геологические исследования. В результате детальных работ с проходкой горных выработок были обнаружены многочисленные подтверждения положений В. А. Обручева: надвиги пород хребтов на кайнозойские отложения впадин у подножия Курайского хребта [Мухин, Кузнецов, 1939], дислокации третичных пород по северному борту Чуйской впадины [Аксарин, 1938].


Благодаря тому, что на большей части территории сохранились остатки древнего доорогенного рельефа, называемого еще предельной равниной или пенепленом, по разнице в современных абсолютных высотах этих остатков есть возможность оценивать вертикальные амплитуды перемещений по новейшим разломам, а по изгибам поверхности доорогенного рельефа регистрировать плавные деформации. Анализ пространственного распределения реликтов доорогенного рельефа, сохранившихся в пределах рассматриваемой территории практически повсеместно, за исключением участков с абсолютными высотами около 4000 м, где они практически уничтожены в результате интенсивного ледникового расчленения, позволяет легко выявить основные черты новейшего тектонического плана.


Чуйская межгорная впадина представляет собой относительно опущенный блок, обрамленный блоками, испытавшими воздымание. Территория опущенного блока является бассейном седиментации кайнозойских осадков, скрывающих его внутреннюю неотектоническую структуру. Характерная черта впадины - ярко выраженная асимметрия ее субмеридионального профиля. С юга впадину обрамляют Южно-Чуйский и Сайлюгемский блоки - части древнего неотектонического вала субширотного простирания. Об этом свидетельствует плавное снижение абсолютных высот в пределах блоков от осевых частей к периферии. Сайлюгемский блок до настоящего времени практически сохранил однородность. Фрагменты древнего доорогенного рельефа в его пределах почти не претерпели изменения и, постепенно снижаясь с 3000 м в осевой части блока до 2000 м в его северной части, погружаются под осадки впадины, образуя замысловатую в плане границу с ней.


Южно-Чуйский блок отделен от Сайлюгемского неотектоническим уступом с вертикальной амплитудой смещения более 600 м. По его подножию выработана долина р. Тархаты. В ходе неотектонической эволюции исходный вал в его пределах разбит на отдельные блоки, в вершинных поверхностях которых сохранилась тенденция к снижению от центра к периферии. В осевом блоке высоты реликтов древнего рельефа постепенно снижаются с 3900 до 3200 м, а в обрамляющем его с севера вытянутом блоке с 2500 до 2000 м, и почти везде денудационная поверхность докайнозойских пород плавно погружается под осадки впадины. Выходы дочетвертичных кайнозойских пород не характерны для юго-восточной периферии впадины. В юго-западной части их значительно больше. Единичные обнажения расположены в понижениях Сай-люгемского блока и на границе Южно-Чуйского и Северо-Чуйского блоков уже за пределами впадины, что свидетельствует о том, что на ранних этапах своего развития она имела большие, чем сейчас, размеры. Возможно, она соединялась широкими проливами с соседними впадинами Русского Алтая.


В отличие от замысловатой в плане южной границы северная граница впадины имеет отчетливое взбросо-надвиговое происхождение и характеризуется прямолинейностью. Южная граница как орографический объект впадины практически совпадает с границей распространения кайнозойских отложений, проходящей по изогипсе 1900 м. В северной части впадины эти отложения подняты на склоны хребта до отметок 2500 м и участвуют в строении его нижней ступени. Несовпадение геологической границы впадины как бассейна седиментации с орографической границей ее как отрицательного элемента макрорельефа свидетельствует о разрастании хребта по площади за счет вовлечения в воздымание периферии впадины. С севера Чуйскую впадину ограничивает Курайский блок, вытянутый с юго-востока на северо-запад и представляющий собой характерную неотектоническую взбросо-надвиговую структуру.


В пределах рассматриваемой территории на ее южном склоне, граничащем с Чуйской впадиной, наблюдаются три ступени. Реликты доорогенного рельефа нижней ступени имеют отметки около 2000 м, средней - 2500, верхней - 3400 м. Плоскости сместителей новейших разломов, разделяющих ступени, полого падают в сторону осевой части Курайского блока. Угленосные отложения кошагачской свиты вблизи границы с Курайским блоком интенсивно дислоцированы с образованием запрокинутых складок. Выведенные на дневную поверхность продолжающимися неотектоническими движениями па-леоген-неогеновые отложения Чуйской впадины образуют вдоль ее северной границы полосу естественных обнажений, где располагается большинство стратотипических разрезов свит этого возраста.


С северо-запада Чуйская впадина замыкается восточным окончанием Северо-Чуйского блока, называемым Сукорским выступом. Абсолютные отметки в его пределах составляют 2500-3000 м. С юго-востока впадина замыкается Тапдуайрским выступом, имеющим трехступенчатое строение, с высотами вершинных поверхностей ступеней 2200-2400, 2800-3300 и 3400-3500 м. Характерной особенностью неотектонических выступов, замыкающих Чуйскую впадину, является наличие в понижениях древнего доорогенного рельефа в их пределах не только ледниковых четвертичных отложений, но и дочетвер-тичных кайнозойских пород, сходных по всем параме