Роль оледенений и гляциальных суперпаводков в геологическом стро

На правах рукописи

ЗОЛЬНИКОВ Иван Дмитриевич

РОЛЬ ОЛЕДЕНЕНИЙ И ГЛЯЦИАЛЬНЫХ СУПЕРПАВОДКОВ В ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ ОСАДОЧНЫХ КОМПЛЕКСОВ ВЕРХНЕЙ ПОЛОВИНЫ НЕОПЛЕЙСТОЦЕНА ГОРНОГО АЛТАЯ И ПРЕДАЛТАЙСКОЙ РАВНИНЫ

25.00.01 – общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТдиссертации на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

Новосибирск – 2011

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. В.С. Соболева Сибирского отделения Российской Академии Наук.

Официальные оппоненты: Доктор геолого-минералогических наук, НОВИКОВ Игорь Сергеевич

Доктор географических наук

РУДОЙ Алексей Николаевич

Доктор геолого-минералогических наук, КУСКОВСКИЙ Виктор Семенович

Ведущая организация:Санкт-Петербургский государственный университет

Защита состоится 31 мая 2011 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета ДМ.003.067.01 при Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН в конференц-зале.

Адрес: 630090, г. Новосибирск, проспект Академика Коптюга, д. 3

Факс: (383)333-27-92

e-mail: [email protected]

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГМ СО РАН

Автореферат разослан «_____»_апреля__2011 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета,

кандидат геол.-мин. наук Е.М. Высоцкий

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность исследования. Приходится констатировать, что в конце первого десятилетия ХХI века ряд проблем стратиграфии и палеогеографии неоплейстоцена юга Западной Сибири до сих пор не решен. Остро дискуссионно число горных оледенений. Не менее дискуссионна корреляция событий и толщ в гляциальной и перигляциальной зонах Горного Алтая. Не ясны взаимоотношения отложений террасовых комплексов Верхнего Приобья и отложений водоразделов юга Западной Сибири. Проблематична стратиграфическая целостность ряда аллювиальных свит региона. Нет надежных корреляций между четвертичными отложениями Горного Алтая и Предгорной равнины. В официально утвержденных стратиграфических схемах Горного Алтая и юга Западно-Сибирской равнины до сих пор нет стратиграфических подразделений, характеризующих отложения гигантских гляциальных паводков. Дискутируется время проявления последних суперпаводков на территории Алтая и их роль в истории палеолитического человека. Нет ясности – где в отложениях долин Нижней Катуни и Верхней Оби распространены аналоги гляциальных суперпаводков Горного Алтая. Не рассмотрены вопросы пространственно-временного взаимоотношения толщ суперпаводков с гляциальными, аллювиальными, субаэральными комплексами четвертичных отложений. Работа ориентирована на выяснение последовательности событий при формировании геологических тел в долинах гор и в предгорьях изучаемой территории.

Цель исследования: Установить роль ледников, подпрудных бассейнов, гигантских паводков, рек, субаэральных процессов в формировании четвертичных отложений долин юга Западной Сибири (Горный Алтай и Предалтайская равнина) во второй половине неоплейстоцена.

В соответствии с целью сформулированы следующие задачи:

ЗАДАЧА 1. Охарактеризовать диагностические свойства аллювиальных, гляциальных, суперпаводковых, субаэральных комплексов территории; провести их сравнительный анализ; оценить степень изоморфизма признаков; определить закономерности изменения набора генетических типов и фаций в зависимости от палеогеографических условий их формирования.

ЗАДАЧА 2. Выяснить закономерности внутреннего строения и залегания в пространстве комплексов разного генезиса; установить закономерности их проявления в разных палеогеографических зонах территории.

ЗАДАЧА 3. Выявить особенности взаимоотношения комплексов разного генезиса. Определить стратиграфические уровни, к которым они приурочены; скоррелировать основные события верхней половины неоплейстоцена в горах Алтая и на юге Западно-Сибирской равнины.

Научная новизна. Автором разработана схема латеральных взаимоотношений фаций суперпаводка в поперечном сечении магистральной горной долины. Впервые выявлено широкое распространение в межгорных котловинах и долинах Юго-Восточного Алтая оплывневых миктитов в составе суперпаводковых циклитов. Установлена причина двухъярусности циклоклиматических террас юга Западной Сибири. Как в горах, так и на равнине они начинаются с отложений гигантских гляциальных паводков. Это объясняет аномальную ширину и глубину четвертичной палеодолины Верхней Оби, а также аномальную мощность ее террасовых комплексов. Утверждается, что последние гигантские гляциальные паводки позднего неоплейстоцена на территории Горного Алтая и Предалтайской равнины имели место не в позднезырянское (III4), а в раннезырянское время (III2), т.е. в интервале 100-50 тысяч лет назад.

Практическая значимость исследования. Охарактеризованы диагностические признаки и отличия отложений гигантских гляциальных паводков от гляциальных и аллювиальных отложений. Показана роль ледников и гигантских гляциальных паводков в формировании четвертичных отложений магистральной долины юга Западной Сибири (Чуя-Катунь-Обь). С учетом новых данных и представлений оконтурены палеогляцизона и перигляциальная зона Юго-Восточного Алтая. Охарактеризованы лектостратотипы ининской и сальджарской толщ, которые скоррелированы соответственно с гляциокомплексами II(2-4) и III2 Горного Алтая, а также с нижними ярусами V и IV надпойменной террас Предалтайской равнины. Полученные в ходе работ над диссертацией результаты использованы ОАО Горно-Алтайской экспедицией при государственном геологическом картографировании четвертичных отложений листов М-45-23,24.

Личный вклад соискателя. Работа выполнена в Лаборатории геоинформационных технологий и дистанционного зондирования ИГиМ СО РАН по плану НИР, интеграционным проектам СО РАН (ответственный исполнитель): междисциплинарным №2, 56, комплексному № 6-10, проектам РФФИ №№ 96-05-64844-а; 00-05-65445-а; 05-05-64221-а (научный руководитель); №№ 96-05-64844-а; 00-05-65445-а; 05-05-64221-а; 00-06-80410-а; 08-05-92216-ГФЕН-а (исполнитель). Фактологической основой работы являются геологические разрезы, описанные и фациально-генетически расчлененные автором в поле, а также результаты обработки данных дистанционного зондирования; для обобщений и анализа привлекались материалы геологической съемки и публикации. Автором охарактеризованы диагностические свойства аллювиальных, гляциальных, суперпаводковых, субаэральных комплексов территории. Сравнительный анализ позволил выявить критерии распознавания отложений для такого дискуссионного в аспекте четвертичной геологии региона как юг Западной Сибири. Автором выдвинуты и обоснованы схемы геологического строения отложений верхней половины неоплейстоцена в магистральной долине юга Западной Сибири (реки Чуя, средняя и нижняя Катунь, верхняя Обь). Дано стратотипическое описание ининской и сальджарской толщ Горного Алтая. Для коррелируемых с ними на равнине монастырской и бийской толщ определены фациально-генетический состав, палеоклиматическая характеристика и стратиграфический объем. Автором обоснован раннезырянский (III3) возраст последних гляциальных суперпаводков.

Автор глубоко признателен академику РАН Н. Л. Добрецову, член-корреспонденту РАН А. В. Каныгину, д.г.-м.н. Ю.А. Лаврушину, к.г.-м.н. Н. Н. Добрецову за практические рекомендации и поддержку, без которых диссертация была бы невозможна. Особенно благодарен автор д.г.-м.н. Ю.А. Лаврушину за тщательный анализ и конструктивную критику работы на разных ее стадиях. Автор считает своим долгом поблагодарить за бескомпромиссную полемику д.г.-м.н. Зыкина В.С., к.г.-м.н. Борисова Б.А., д.г.н. Окишева П.А., к.г.-м.н. Гибшера А.С. Искренне признателен автор д.г.-м.н.: В. И. Астахову; Г.С. Бискэ; В.С. Волковой; В.С. Зыкиной, В. П. Парначеву, Н.В. Сенникову, Б.М. Чикову; д.г.н.: Л. К. Зятьковой; Ю.А. Лоскутову; А.В. Позднякову; к.г.-м.н.: Е. М. Высоцкому; А. О.М. Гриневу; С. К. Кривоногову, Н.А. Кулик; С.В. Лещинскому; С.В. Парначеву, Ю. К. Советову; С. С. Сухоруковой; М.В. Шитову; Назарову Д.В. за благожелательную критику и замечания, позволившие улучшить работу. Автор благодарен своим соавторам д.г.-м.н. Я. В. Кузьмину, А.Ю. Казанскому, Г. Г. Матасовой, к.г.н. А.А. Мистрюкову; к.г.-м.н. С.А. Гуськову, Е. В. Дееву, Л. А. Орловой, Г.Г. Русанову, Н. Н. Неведровой, Ляминой В.А. к.и.н. А.В. Постнову, к.т.н. Н. В. Глушковой ,а также студентам и аспирантам: Е. Ю. Жакову, А. И. Ждановой, И. С. Кривощекову, А.Б. Рябинину; П. Ю. Савельевой; Е. Н. Седлецкой, С. А. Семеновой, О. И. Шелухиной, С. А. Семеновой за плодотворное сотрудничество и помощь.

Апробация работы. Фактический материал и основные положения апробированы на международных конференциях и симпозиумах: “ИНТЕРКАТРТО-4. ГИС для оптимизации природопользования в целях устойчивого развития территорий (Барнаул, 1998); “Палеоэкология плейстоцена и культуры каменного века Северной Азии и сопредельных территорий” (Новосибирск, 1998); “Инженерно-геологические проблемы урбанизированых территорий” (Екатеринбург, 2001); Enviromis (Томск, 2000); “ИНТЕРКАРТО-7. ГИС для устойчивого развития территорий” (Петропавловск-Камчатский, 2001); Enviromis (Томск, 2002); “Эволюция жизни на Земле. III Международный симпозиум” (Томск, 2005); “Эволюция жизни на Земле. IV Международный симпозиум” (Томск, 2010); а также на всероссийских конференциях: Всероссийское совещание по изучению четвертичного периода. (Москва, 1994); “Геодинамика и эволюция Земли” (Новосибирск, 1996); “Науки о Земле на пороге XXI века” (Москва, 1997); “Главнейшие итоги в изучении четвертичного периода и основные направления исследований в ХХI веке”. (Санкт-Петербург, 1998); “Самоорганизация и динамика геоморфосиcтем”. “Применение ГИС-технологий в геокартировании” (Томск, 2000); “Фундаментальные проблемы геологии и тектоники Северной Евразии” (Новосибирск, 2001); “Всероссийская научная конференция, посвященная 10-летию Российского фонда фундаментальных исследований.” (Иркутск, 2002); ХХVI Пленум Геоморфологической комиссии РАН. (Томск, 2003); “Рельефообразующие процессы: теория, практика, методы исследования. ХХVIII Пленум Геоморфологической комиссии РАН ” (Новосибирск, 2004); “Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований” (Новосибирск, 2009). “Полевые практики в системе высшего профессионального образования” (Новосибирск – Горный Алтай). Были сделаны доклады по теме диссертации на семинарах: доклад на межинститутском семинаре ИГМ СО РАН – ИНГГ СО РАН (Новосибирск, 2009), 2 доклада на семинарах секции палеолита ИАиЭ СО РАН (Новосибирск, 2009).

По теме диссертации опубликовано 61 работа: 17 – статей в рецензируемых журналах по списку ВАК, 1 — рецензированная монография, 5 — в рецензируемых журналах не из списка ВАК, 9 — в изданиях научных организаций, 29 — материалы совещаний и конференций.

Структура и объем работы. Диссертация общим обьемом 414 страниц состоит из введения, шести глав и заключения. Она включает 278 рисунков, 14 таблиц. Библиография содержит 314 наименований.

ОСНОВНЫЕ ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. Перигляциальная зона Горного Алтая, в которой отсутствуют морены, по долине р. Чуя имеет границы от места впадения в нее р. Бельгибаш до устья, а по долине р. Катунь от устья р. Чуя до выхода на Предалтайскую равнину. В пределах этой зоны гигантские гляциальные паводки были главным фактором образования отложений в среднем-позднем неоплейстоцене и сформировали цоколь высоких (ининская толща) и средних (сальджарская толща) террас.

2. В долинах рек Чуя и Катунь Горного Алтая наиболее распространены инстративный и субстративный типы аллювия небольшой мощности, а террасы имеют эрозионно-цокольное строение. В долинах нижней Катуни и верхней Оби Предалтайской равнины в пределах боровых аккумулятивных (I-III) террас широко распространен констративный тип аллювия.

3. IV и V террасы долин р. Обь от района Бийска до района Новосибирска построены однотипно: нижний ярус (пески с валунногалечниками в подошве и глинами в кровле) – отложен гигантскими гляциальными паводками из Алтайских гор; верхний ярус (лессовидные алевриты с пачками алевропесков) – формировался в субаэральной обстановке осадконакопления. Аллювиальными являются отложения боровых (I-III) террас, которые в верхней своей части переработаны эоловыми и делювиальными процессами.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава 1. Развитие представлений о закономерностях строения и формирования четвертичных отложений юга Западной Сибири

Территория исследований представляет собой магистральную долину юга Западной Сибири, которая протягивается вдоль р. Чуя от Чуйской котловины до устья Чуи с продолжением по р. Катунь, вплоть до выхода в предгорья у пос. Майма и впадения в р.Обь и далее по долине верхней Оби до устья Томи. Если рассматривать историю изучения юга Западной Сибири, то следует отметить, что четвертичные отложения долин горных рек Юго-Восточного Алтая и долин рек Предалтайской равнины традиционно изучались раздельно и взаимосвязь между ними пытались найти на уровне региональных корреляций. Обзор истории исследований четвертичных отложений Горного Алтая и Предалтайской равнины содержится в серии региональных обобщений (Православлев, 1933; Мартынов, 1957; Щукина, 1960; Девяткин, 1965; Ивановский, 1967; Архипов, 1971; Малолетко, 1972; Адаменко, 1974; Разрез, 1978; Панычев, 1979; Богачкин, 1981; Окишев, 1982; Барышников, 1992; Бутвиловский, 1993; Новиков, 1994, 2004; Парначев, 1999; Рудой, 2005; Русанов, 2007 и мн. др.).

Радиоуглеродные данные, свидетельствующие о молодости “боровых” (I-III) террас (Панычев, 1979), были увязаны с концепцией (Волков, Волкова, 1964; Архипов, Волков, 1978; Архипов и др., 1980; Архипов, Волкова, 1994), согласно которой в сартанское время (10-23 тысяч лет назад) ледниковый покров на севере Западной Сибири перекрывал сток Оби и Енисея, что приводило к существованию гигантского пресноводного Мансийского озера с абсолютными отметками до 125–130 м. Этот палеогеографический сценарий допускал формирование перигляциального аллювия и прибрежно-озерных отложений на высоких отметках. Данная концепция вызвала негативный отклик у геологов-съемщиков в связи с тем, что в практике государственного геологического картографирования до этого было удобно выделять разновозрастные толщи на основе геоморфологического метода, отчленяя их друг от друга по уступам современного рельефа. Вместе с тем, новые представления укладывались в концепцию циклоклиматических террас, активно разрабатывавшуюся А. Ф. Ямских (1993).

Результаты работ по международной программе QUEEN (Astakhov, 1992; 2001; Mangerud et al, 2004; Svendsen et al, 2004; Астахов и др., 2004; 2007; Астахов, 2006; 2009; Назаров, 2007) привели ее участников к выводу о том, что в пределах современной суши на Карском побережье, а также в низовьях Оби и Енисея отсутствуют следы самостоятельного покровного ледника, соответствующего изотопной стадии МИС-2. Результатами массового датирования OSL, С14 и др. методами обосновываются два поздненеоплейстоценовых оледенения на севере Западной Сибири в хронологических интервалах 90-70 и 60-50 тыс. лет назад, из которых первое было основным. Оспаривается не только существование сартанского покровного ледника, но и соответствующего по возрасту мансийского подпрудного бассейна на территории субширотной Оби (Астахов, 1989: Astakhov, 2006; 2009; Кривоногов и др., 2003; Кривоногов, 2009). Не все исследователи положительно воспринимают ревизию сартанского ледника и его подпрудного бассейна (Волкова, Михайлова, 2001; Волков, 2003; 2005; Лавров, Потапенко, 2005; 2009; Волков, Казьмин, 2007; 2009). Однако, существование мансийского озера во внеледниковой зоне Западной Сибири входит в противоречие с данными по датированным радиоуглеродным методом стоянкам палеолитического человека и местонахождениям крупных млекопитающих (Орлова и др., 2000; Зенин, 2002; Зольников и др., 2003, 2006; Кузьмин и др., 2004; 2010).

Геолого-геморфологические свидетельства стока “превышающего современный в десятки раз” (Волков, 1989; 1994) рассмотрены на цифровой модели рельефа Обь-Иртышского междуречья для территории ниже абсолютной отметки 130 м. Этот гипсометрический уровень соответствует во-первых, максимальному порогу стока через Тургайский прогиб из Западно-Сибирской равнины на юг в Казахстан, во-вторых, границе между Приобским и Васюганским плато с востока и севера (территории выше 130 м) и Барабинской и Кулундинской низменностями с юга и запада (территории ниже 130 м). На цифровой модели рельефа (SRTM), отчетливо видно, что увалы и межувальные ложбины Приобского плато имеют по своим осям явственное продолжение на территорию озерно-дефляционной низменности Барабы и Кулунды. На этой низменной территории отчетливо прослеживаются сквозные каналы, которые либо впадают в Иртыш, либо, ближе к берегу Иртыша, заворачивают под прямым углом с направления на юго-запад в направлении на северо-запад вдоль берегового Прииртышского вала и впадают в Иртыш севернее. Эти геоморфологические особенности и ранее приводили к выводу, что по межувальным ложбинам Приобского плато существовал “обратный сток” в сторону Иртыша (Адаменко, 1976).

На водоразделе Оби и Иртыша, согласно данным геологической съемки (Алескерова и др., 1962; Малолетко, 2008; Русанов, 2009), в широких погребенных долинах распространены песчаные, супесчаные и суглинистые отложения карасукской и касмалинской свиты мощностью более 10 м (в переуглублениях до 40 м). Сквозные палеодолины не соответствуют концепции мансийского подпрудного озера. Проблема гигантского стока на равнине при отсутствии ледниково-подпрудного бассейна в позднем неоплейстоцене на отметках, которые могли бы обеспечить полноводность долин юга Западной Сибири, решается в рамках концепции о гигантских гляциальных паводках с гор Алтая на Предалтайскую равнину (Барышников, 1992; Бутвиловский, 1993; Парначев, 1999; Carling et al., 2002; Рудой, 2005; Herget, 2005; Lehmkuhl et all, 2006; Русанов, 2007; 2009).

Становление новой палеогеографической концепции проходило в обстановке острой критики и дискуссий (Борисов, Минина, 1998; Поздняков, Хон, 2001; Окишев, 2003 и др.). Поля гигантской ряби были описаны не только на Горном Алтае, но и в межгорных котловинах Тувы, а также в долинах верхнего течения Енисея (Гросвальд, 1987; Komatsu et al., 2009). А.С. Лавров, Л.М. Потапенко (2005) выделили войскую “флювиокатастрафическую” террасу в бассейне реки Печоры. Изучение флювигляциальных отложений (Лаврушин, Гептнер, 1996; Лаврушин, 2005) показало, что для областей современного и четвертичного оледенения Гренландии, Шпицбергена, Русской равнины характерен комплекс различных фаций, связанных с “селеподобными водно-гравитационными потоками”. С.К. Кривоногов (2010) отметил отложения гляциальных суперпаводков в Прибайкалье. Г.Я. Барышников (1992) установил прохождение гигантских селей по долине реки Бии в позднем неоплейстоцене. На основе изучения геологических разрезов четвертичных отложений катастрофические паводки в долинах Чуи и Катуни были рассмотрены в контексте истории обитания палеолитического человека на территории юго-восточного Алтая (Барышников, Малолетко, 1997). Однако, представления о сартанских катастрофических потоках не укладываются в результаты исследований палеолита Горного Алтая (Деревянко, Маркин, 1987; Деревянко, 2001; Деревянко и др., 2003; Постнов и др., 2007). Сравнительный седиментологический анализ паводковых образований Яломано-Катунской зоны с отложениями другого генезиса провел С.В. Парначев (1999), убедительно показав отличие паводковых циклитов от седиментологических последовательностей других комплексов отложений, но ревизией стратиграфических представлений он не занимался.

Концепция Алтайских суперпаводков, обоснованная геологическими фактами, вошла в противоречие с официальной стратиграфической схемой региона (Решения …, 1983), в соответствии с которой на территории распространения высоких и средних террас юго-восточного Алтая закартографированы ледниковые и водноледниковые отложения (Борисов и др., 1980; 2001). Некорректность использования для стратиграфических построений ТЛ дат “первого поколения” показало сравнение их с радиоуглеродными (14С) датами (Бутвиловский, 1993) и с ТЛ датами “нового поколения” (Шейнкман, 2002). Методом 40Ar/39Ar датирования по пирометаморфическим комплексам западного Кузбасса получены две группы дат пирогенных событий, отвечающих эпохам активизации неотектонической активности на территории юга Западной Сибири (Новиков и др., 2008; 2009; Новиков, 2009). Более древняя группа дат: 1.216 ± 0.441 млн лет назад (40Ar/39Ar); 1.7 ± 0.2 млн лет назад и 1.8 ± 0.2 млн лет назад (К/40Ar) по всей вероятности соответствует началу формирования буроцветной серии (бекенская и башкаусская толщи) эоплейстоценовой межгорной молласы Чуйской котловины. Более молодая группа дат: 0.193 ± 0.262 млн лет назад (40Ar/39Ar) и 0.48 ± 0.11 млн лет назад (К/40Ar) вероятно характеризует неотектонические подвижки, вызвавшие поднятие гор Алтая на такую высоту, которая обеспечила во второй половине среднего неоплейстоцена условия для возникновения оледенений, а следовательно, и для отложения сероцветной толщи морен и водно-гляциальных отложений. После анализа геолого-геоморфологических, палеонтологических и геохронологических данных (Зольников, Мистрюков, 2008; Зольников, 2008; 2009; 2010;) предложено вернуться к варианту стратиграфического расчленения и корреляции плейстоцена Горного Алтая, который основан на синтезе схем Е.В. Девяткина (1965) и Н.А. Ефимцева (1965) и дальнейшем их развитии.

Исследования региона (Зольников и др., 2004; 2010; Зольников, 2008; 2009; Зольников, Мистрюков, 2008) позволяют утверждать, что гляциокомплексу максимального оледенения палеогляциозоны Горного Алтая соответствует ининская толща цоколя высоких террас перигляциальной зоны Горного Алтая и монастырская толща неледниковой зоны Предгорной равнины (нижний ярус V террасы Верхнего Приобья). На севере этим отложениям соответствуют морены и аквагляциальные осадки бахтинского надгоризонта. Гляциокомплексу первого постмаксимального оледенения Горного Алтая соответствует сальджарская толща цоколя средних террас перигляциальной зоны Горного Алтая, бийская толща неледниковой зоны Предгорной равнины (нижний ярус IV террасы Верхнего Приобья), а также нижнезырянские (ермаковские) гляцио и лимнокомплексы на севере Западной Сибири. Отложения гляциальных суперпаводков перекрываются делювиально-пролювиальными шлейфами и лессами. Аллювиальные отложения на протяжении верхней половины неоплейстоцена формировались на уровне, не превышающем поверхность “боровых террас”. Часть этой поверхности ближе к тыловому шву сложена субаэральным комплексом, включающим делювий, пролювий и лессы.

Глава 2. Принципы описания, генетической диагностики, стратиграфической и палеогеографической интерпретации четвертичных образований

2.1. Методика описания, расчленения, корреляции отложений

В диссертационной работе генетическая диагностика и фактологическое описание литологического облика отложений разделены. Для характеристики гранулометрического состава используется универсальная группа классификаций: классификация гранулометрических фракций осадочных пород и отложений из методического руководства (Раукас, 1981) и классификация гранулометрических типов отложений и осадочных пород (Верзилин, 1995) в упрощенно-генерализованном варианте. Классификация Н.Н. Верзилина удобна тем, что позволяет выделять не только монофракционные гранулометрические типы, в которых преобладает какая-либо одна из фракций, но и отложения смешанного гранулометрического состава (щебнедресвяники, алевропески, пескоалевропелиты, и т.п.).

Для полевого изучения геологических разрезов в естественных обнажениях и антропогенных выработках использовались мерные рулетки 25 и 50 м, а также горный компас. Обнажения размечались реперами как по горизонтали, так и по вертикали, после чего проводились фиксация геологических границ и отрисовка строения разреза на миллиметровке в выбранном масштабе. Одновременно разрез фотографировался. Для наиболее представительных участков обнажений проводилось текстовое описание в полевом дневнике последовательности залегания и текстурно-фациального облика геологических тел по вертикальным колонкам — сечениям. При необходимости делались детальные зарисовки фрагментов обнажения. Точки наблюдения привязывались к топографической основе масштаба 1 : 25 000. Большинство точек наблюдения привязана с помощью GPS. Геоморфологический анализ местности проводился по топографическим картам, цифровым моделям рельефа (ЦМР на основе SRTM) , аэро- и космоснимкам (Quick-bird, Spot, Landsat, Modis). Методика распознавания и картографирования геолого-геоморфологических объектов по космоснимкам на основе баз геоданных и спектральных портретов природно-территориальных комплексов изложены в (Айриянц и др., 2003; Зольников и др., 2010; Лямина и др., 2010).

2.2. Генетические модели (обстановки формирования отложений)

Самое детальное и объективное описание морфологии, текстурного облика и литологического состава геологических тел окажется бесполезным при диагностике их генезиса, если не имеется достаточно четких представлений об обстановках морфолитогенеза. От адекватной фациально-генетической диагностики зависит достоверность стратиграфических и палеогеографических реконструкций. Поэтому, в данном разделе обсуждаются типовые генетические модели формирования четвертичных отложений, а также диагностические признаки генетических типов и фаций (Sharp, Nobles, 1953; Bouma, 1964; Шанцер, 1966; Кожевников, 1966; Дрейманис, 1969; Горецкий, 1970; 1982; Boulton, 1972; Ahly, 1975; Чистяков, 1978; Allen, 1980; Гайгалас, 1986; Флейшман, 1978; Pierson, 1981; Glacial geology, 1983; Clarke et al., 1984; “Методическое руководство…”, 1987; “Обстановки…”, 1990; Каплянская, Тарноградский, 1993; Бутвиловский, 1993; Carling, 1996; Парначев, 1999; Чистяков и др., 2000; Лаврушин, 1963; 1976; 2005; 2007; Лаврушин и др., 1986; 1996; Гептнер, 2005; Немова, Спиридонов, 2005; Рудой, 2005; Спиридонов, 2005; Астахов, 2008; Зольников, Мистрюков, 2008; Макарова и др., 2008; Зольников, 2008; 2009 и мн. др.). Обзор показывает, что ледниковые, суперпаводковые, аллювиальные, делювиально-пролювиальные образования обладают геоморфологическими, фациально-архитектурными, текстурно-структурными признаками, позволяющими адекватно диагностировать генезис отложений.

Глава 3. Палеозона ледников и подпрудно-ледниковых бассейнов Горного Алтая

В палеогляциозону Горного Алтая объединяются как территории, занятые в прошлом ледниками, так и территории подпрудных озер в межгорных котловинах. Нашими полевыми исследованиями (Зольников и др. 2004; 2010; Зольников, Мистрюков, 2008) подтверждается, что Чуйская и Курайская котловины во время четвертичных оледенений представляли собой преимущественно не ледоемы (Москвитин, 1946), а ледниково-подпрудные водоемы (Девяткин и др., 1963). Вдоль магистральной Чуйско-Катунской долины с севера на юг морены зафиксированы начиная с устья реки Бельгебаш. Следы ледниковой плотины, подпруживавшей Курайское палеоозеро, прослеживаются по долинам рек Чибитка и Маашей, а следы ледниковой плотины Чуйского палеоозера закартированы в Чуйской долине между Курайской и Чуйской котловинами. Кроме Курайской и Чуйской котловин изучены Канская и Ябоганская котловины, которые имеют общую горловину, перекрывавшуюся палеоледником. Территория Усть-Канского района, расположенная компактно, является опорным полигоном для выделения различных генетических типов отложений и их фаций, формировавшихся при подпруживании и спуске ледниковых озер в межгорных котловинах. Полевые исследования показали, что по гранулометрическим и текстурным характеристикам моренные диамиктоны Горного Алтая существенно отличаются от мореноподобных миктитов, формирующихся при дефлюкционном перемешивании неогеновых алевритов и башкаусских галечников, а также при оплывневых процессах на стадии спада паводков. Тем более гляциокомплексы, представленные последовательностями основных морен и абляционных морен с прослоями флювигляциальных отложений, отличимы от аллювия горных рек, суперпаводковых отложений и тем более от обвальных образований.

3.1. Усть-Канский район (Канская и Ябоганская котловины)

Район исследования охватывает Канскую и Ябоганскую котловины Горного Алтая, которые представляют собой расширенные участки долин рек Кан и Ябоган, превышающие в поперечнике 10-15 км. Они разделены невысоким водоразделом с седловинами, которые связывают оба понижения рельефа в единую геоморфологическую структуру. Обе котловины заболочены и на своих бортах имеют “сглаженный” полого наклонный рельеф среднегорного обрамления. В ходе государственной геологической съёмки масштаба 1 : 200 000 (Лашков и др., 1961; Уваров и др., 2001) четвертичные отложения закартированы преимущественно “однослойно” верхним неоплейстоценом – голоценом. Непосредственно в районе пос. Усть-Кан впервые (Зольников и др., 2008) выявлена и детально охарактеризована усть-канская морена с гляциодислокациями. Этот моренный комплекс оставлен ледником, который спускался по долине р. Кутергень и формировал ледниковую плотину, перекрывавшую сток рек на север. Усть-Канская и Ябоганская котловины – эталонный полигон для выявления, комплексной характеристики и датирования основных морфолитогенетических процессов, повлиявших на формирование рельефа межгорных котловин Горного Алтая, испытавших ледниковое подпруживание. Обнаружено широкое распространение не только подпрудно-озерных песков и алевритов, но также флювиальных и оплывневых образований времени прорыва ледниковой плотины и спуска подпрудного озера. Валунно-галечники, слагающие комплекс террас ниже по течению р. Чарыш от пос. Усть-Кан, представляют собой отложения гигантских гляциальных паводков, формировавшихся при прорыве ледниковой плотины и спуске подпрудного озера. Возраст усть-канской морены и сопряженных с ней подпрудно-озерных осадков условно оценивается как gIII2, поскольку отложения со свежим ледниковым рельефом, определенные как gIII4 (Уваров и др., 2001) закартографированы гипсометрически выше в пределах обрамляющих котловины хребтов и являются более поздними.

3.2. Район Чуйской котловины

Чуйская котловина имеет вытянутую форму, простираясь примерно на 80 км с востоко-юго-востока на западо-северо-запад. До сих пор не проведено фациально-генетическое расчленение гляциогенных отложений Чаганского стратотипического разреза. В сочетании с некондиционностью ТЛ-дат первого поколения, это приводит к выводу о том, что число и возраст выделенных в нем моренных горизонтов (Стратиграфия…, 1984), не обоснованы. По ТЛ-датам В. С. Шейнкмана (2002) самые древние морены Чаганского разреза имеют возраст не старше МИС-6. Данные ТЛ-датирования Агатовой А.Н. (Агатова и др., 2004) противоречивы. Найдены (Зольников и др., 2010) основные морены у подножия Курайского хребта, подтверждающие представления П. А. Окишева (1982) о распространении морен среднего неоплейстоцена более широком, нежели это показано в материалах геологической съемки и у Девяткина Е.В. (1965). Широкое распространение морен среднего неоплейстоцена объясняет и обширные площади валунно-галечников, сформировавшиеся за счет переработки ледниковых диамиктонов водами поздненеоплейстоценового озера. В качестве местного стратиграфического подразделения, соответствующего гляциокомплексу максимального оледенения Горного Алтая предлагается тархатинская морена, а также юстытский и бар-бургазинский парастратотипы, геологическое положение которых под озерно-ледниковыми осадками верхнего неоплейстоцена очевидно (Зольников и др., 2010).

Установлено, что в северо-западной части Чуйской котловины среднечетвертичный ледник окаймлял подножие Курайского хребта на отметках 2250-2300 м и занимал центральную часть впадины до правобережья рек Кокозек и Чичкетерек. Таким образом, в среднем неоплейстоцене подпрудное озеро формировалось не из-за Куэхтанарского долинного ледника (как в позднем неоплейстоцене), а за счет плотины ледников подножия непосредственно в пределах впадины. Такой ледник шириной более 20 км приводил к формированию в среднем неоплейстоцене подпрудного озера с высотой зеркала на 100-150 м выше, чем у поздненеоплейстоценового озера. При таянии ледника (вплоть до разрушения плотины) объем воды в подпрудном озере увеличивался за счет его расширения. Бóльший объем воды средненеоплейстоценового озера порождал более полноводные паводки, что объясняет увеличенную мощность ининской толщи по сравнению с сальджарской.

В нижней части наклонной предгорной равнины Чуйской котловины установлено (Зольников и др., 2010) широкое распространение парагенетической ассоциации отложений водокаменных и грязекаменных потоков, сформировавших на этапе спуска поздненеоплейстоценового палеоозера грядовый рельеф на абсолютных отметках 1850 – 1750 м. Эрозионной деятельностью воды при спуске палеоозера объясняется и образование серий параллельных мелких уступов, обычно интерпретируемых как свидетельства долговременных палеоберегов. Эрозионными и оплывневыми процессами на этапе спуска последнего ледниково-подпрудного озера объясняется отсутствие на днище котловины мощных алевропесчаных варвовых отложений и наличие во многих участках Чуйской степи маломощного покрова валунно-щебнистых суглинков и супесей.

Существует ряд признаков осушения Чуйского палеоозера в конце раннего вюрма (МИС-4), т.е. в конце раннезырянского времени. Об этом, в частности, свидетельствуют памятники палеолита на поверхности верхненеоплейстоценовых озерно-ледниковых осадков. Часть из этих памятников относится к среднему палеолиту (Деревянко, Маркин, 1987). Формирование морено-подпрудных отложений Чаган-Узунского стратотипического разреза происходило вероятнее всего в серии цунговых бассейнов при отступлении ледника. Поэтому горизонтально слоистые алевриты и алевропески Чаган-Узунской долины, отражают этапность отступления ледника в каргинское (средневюрмское) время после прорыва ледниковой плотины на выходе из котловины и осушения Чуйского ледниково-подпрудного озера. Соответственно, в среднем и позднем вюрме, т.е. в каргинско-сартанское время, Чуйская котловина ледниками не подпруживалась, а Чуйского ледниково-подпрудного озера в это время не было, что подтверждает представления (Девяткин, 1965) об ограниченном распространении поздневюрмских, т.е. сартанских (МИС-2) ледников.

3.3. Перемычка между Чуйской и Курайской котловинами

Длина участка долины р. Чуя между Чуйской и Курайской котловинами составляет около 20 км, а ширина от 1,5 до 3 км. Этот участок представляет собой часть Чуйского грабена. Долина асимметрична. Северный борт, являющийся склоном Курайского хребта, более крутой, чем южный, который ограничен Чаган-Узунским горным массивом. Береговые обнажения Чуи, в которых достоверно зафиксированы морены, прослеживаются вдоль этого участка долины на протяжении 4 км. Здесь находится Куэхтанарский разрез, генетическая и стратиграфическая интерпретация которого существенно различается у разных исследователей (Девяткин, 1965; Окишев, 1980; Бутвиловский, 1993 и мн. др.). Куэхтанарские гляциокомплексы представлены основными моренами с гляциодислокациями и отторженцами, а также оплывневыми моренами с флювигляциальными прослоями. По закономерностям своего строения эти гляциокомплексы четко отличаются от других генетических типов отложений. Число сохранившихся гляциокомплексов (по числу основных морен с гляциодислокациями, встреченных в единой стратиграфической последовательности) в опорных разрезах куэхтанарского района достигает трех; стратиграфический ранг гляциокомплексов не ясен. В основании нижней (вероятно средненеоплейстоценовой) морены непосредственно на палеозойских породах залегает интенсивно дислоцированная ледником и вовлеченная в гляциоотторженцы буроцветная (башкаусская) толща. В районе имеются следы подпруживания, которое было вызвано перегораживанием Чуйской долины гигантскими оползнями-обвалами на рубеже позднего вюрма (МИС-2) и голоцена (МИС-1), вероятнее всего, в результате сейсмических событий.

3.4. Курайская котловина

Курайская котловина имеет вытянутую форму, простираясь на 25–30 км с восток-юго-востока на запад-северо-запад. Ширина ее достигает 15 км. Абсолютные отметки днища около 1500–1650 м. На северной границе котловины подножие Курайского хребта закрыто мощными делювиально-пролювиальными шлейфами. На периферии котловины расположены две генерации морен. На бортах котловины выработаны волноприбойные террасы: по южному борту от 1850 до 1900 м, по северному — до 2000 м. В Курайской котловине нижний и верхний гляциокомплексы четко различаются. Граница верхней морены четкая, ее рельеф более контрастный, террасированность не проявлена (Девяткин, 1965; Новиков, 2004). Гляциокомплексы южного обрамления котловины развиты гораздо значительнее, чем северного. Моренные поля имеют четкие границы и сменяются по направлению к центру впадины галечниками.

Одним из наиболее дискуссионных геоморфологических обьектов являются поля ложбинно-грядового рельефа, распространенные в пределах Курайской котловины. Ряд авторов рассматривает эти грядовые формы как гигантскую рябь течения, сформировавшуюся при прорыве ледниковых плотин и спуске подпрудных озерных водоемов (Бутвиловский, 1993; Рудой, 2005; Herget, 2005). Некоторые исследователи относят эти гряды к ребристой морене или к озам (Окишев, 1982). Имеется представление о формировании ложбин при размыве пролювиального конуса или постседиментационного препарирования флювиогляциальных отложений; также для объяснения гряд обсуждались криогенная, импактная и сейсмогенная версии (Поздняков и др., 2001; 2002; 2007). История вопроса и детали дискуссии изложены в (Рудой, 2005). По аналогии с Чуйской котловиной гряды и эрозионные уступы Курайской котловины интерпретируются как результат спуска подпрудного водоема (Зольников и др., 2010). Ключевое значение для определения возраста последнего ледниково-подпрудного озера имеет радиоуглеродная датировка СОАН–4971 20750 + 220 лет (Высоцкий, 2009) в приустьевой части котловины, полученная по куску древесины из аллювиальных косослоистых гравийников и песков, залегающих стратиграфически выше подпрудно-озерных осадков. Эта дата свидетельствует о том, что в сартанское время Курайская котловина уже была осушена.

3.5. Чибитский участок Чуйской долины

Чибитским в работе называется участок Чуйской долины от выхода реки из Курайской котловины до района устья рек Бельгебаш и Нижняя Карасу. Район ледниковой плотины по достоверным моренным диамиктонам и ледниковым формам рельефа ограничивается устьем р. Бельгебаш. Ниже по течению р. Чуя на протяжении нескольких километров встречены переотложенные мореноподобные отложения, которые могут служить косвенным признаком того, что ледник мог незначительно выдвигаться по Чуйской долине северо-западнее устья р. Бельгебаш. Это – северная граница достоверно установленной палеогляциозоны на Юго-Восточном Алтае. Чибитская морена в старой долине р. Чуя, последний врез в новой долине р. Чуя, баратальские озерно-ледниковые пески, слагающие молодую заболоченную поверхность от урочища Баратал до устья Курайской котловины формировались синхронно во время второго постмаксимального оледенения (III4). Это обусловлено тем, что подстилающими для этих форм рельефа и отложений являются основные морены, а также валунно-галечники гляциальных суперпаводков первого постмаксимального оледенения. По представлениям И.Д. Зольникова высота чибитской ледниковой подпруды была небольшой (в Курайской котловине в позднем вюрме подпрудно-ледникового озера не было), а сток по Чуе перекрывался не полностью, но осуществлялся в результате речного перехвата по ее новой долине. Воды, сброшенные при прорыве Чибитской ледниковой плотины, не участвовали в формировании сальджарской толщи (III2), а способствовали ее размыву и эрозионному врезу в отложения, слагающие комплекс средних террас.

Следы ледниковой деятельности отражены в новой долине Чуи в виде двух трогов, выстланных основными моренами. На высоте 40-50 м от меженного уровня реки в рельефе фиксируются площадки нижнего трога, который сопоставляется с первым постмаксимальным оледенением (III2); площадки верхнего трога, сопоставляемого с максимальным оледенением (II2-4), находятся на высоте 110-130 м. Висячие долины шириной 300-600 м сохранились не по всему протяжению новой Чуи и распространены фрагментарно. Борта долины, врезанной в троги, – крутые, а ее ширина, как правило, не превышает 0,5 км. Пойменная площадка практически отсутствует. В уступах висячих троговых долин вскрываются диамиктоны, которые в обнажениях представляют собой основные монолитные и чешуйчатые морены с гляциодинамическими текстурами и отторженцами.

Глава 4. Перигляциальная зона Горного Алтая

Под перигляциальной зоной Горного Алтая понимается территория, в которой не найдены следы древних оледенений в виде морен, но зафиксированы комплексы отложений гигантских паводков, связанных с прорывом подпрудных озер межгорных котловин. Соискателем перигляциальная зона Горного Алтая изучена на примере транзитной Чуйско-Катунской долины от устья р. Бельгебаш в районе Акташа до выхода Катуни из предгорий в районе Горно-Алтайска. Сравнительный седиментологический анализ паводковых образований Яломано-Катунской зоны с отложениями другого генезиса провел С.В. Парначев (1999). В результате этой работы был выделен и описан типовой циклит паводковых отложений Горного Алтая с детальной литогенетической характеристикой составляющих его элементов снизу вверх в последовательности отложения: селевая фация, паводковая фация, русловая фация, фация вторично-подпрудных озер и субаэральный покров. В развитие представлений С.В. Парначева о четырехкомпонентном паводковом циклите предложена (Зольников, 2009) схема строения отложений циклита гигантского гляциального паводка (см. рисунок 1).

Рисунок 1. Схема строения отложений паводкового циклита

Циклит начинается с базального слоя, который представлен грубообломочным материалом (галькой, щебнем, валунами, глыбами) с песчано-гравийно-дресвяным заполнителем мощностью от 3 до 5–10 м. Установлена целая серия разрезов в придорожных выемках Чуйского тракта, где в валунно-глыбовниках прослежена наклонная (20°) макрослоистость (Парначев, 1999; Зольников и др., 2004). Как правило, глыбы захватывались гигантским потоком непосредственно со склонов и переносились на несколько километров (иногда на 10-20 км) вниз по долине. Когда такой грубообломочный слой препарируется сверху речной эрозией, нередко формируются “сады камней” – обширные (до нескольких квадратных километров) глыбовые поля – перлювий по базальному слою. Характерной особенностью залегания базального слоя является “задирание” его подошвы на борта долины с превышением более чем на 100 м, что прослежено в конкретных разрезах р. Катуни (Зольников, Мистрюков, 2008). Такое поведение не характерно для руслового аллювия, но типично для селевых фаций гляциального суперпаводка, не ограниченного руслами рек и выходящего далеко за их пределы. Эти слои, сложенные грубообломочным (зачастую глыбовым) материалом, существенно отличаются от отложений другого гранулометрического состава, на которые они ложатся, как правило, со структурным несогласием. В слое встречаются включения “катунов” (нелитифицированных обломков озерных алевритов), которые перемещались в потоке в мерзлом состоянии. В сечениях разрезов продольных долинам рек Чуи и Катуни слои валунно-глыбовников отчетливо прослеживаются на протяжении многих сотен метров. При этом подошва таких слоев ровная и ложится на подстилающие отложения с эрозионным размывом без пликативных и дизъюнктивных дислокаций, которые могли бы дать повод к генетическому истолкованию данных образований как основной морены. В среднем течении реки Чуя (у Белого Бома) и в среднем течении реки Катунь (ниже устья притока Нижний Инегень, в районе ручья Сок-Ярык) базальные валунноглыбовники наращиваются по толщине до 50 м, приобретая в верхней части валунно-щебне-галечниковый состав с отдельными включениями глыб. Отмечается пологая наклонная параллельная слоистость под углом 15-20° вниз по долинам рек. Б.М. Богачкин (1981) эти отложения интерпретировал как моренные. В.В. Бутвиловский (1993) определил их как “фацию массового волочения катастрофических паводков”, а С.В. Парначев (1999) – как “селевую фацию группы русловых фаций отложений гляциальных паводков”. Доминирующие обстановки: селевая, второй и первой фазы гладкого дна; это исключает возможность грядового переноса обломков и формирования косослоистых текстур (Парначев, 1999).

Стратиграфически выше в суперпаводковом циклите формируются осадки “пойменной” фации. Отлагаются они не только на пойме, но и в пределах всей затопленной долины, в том числе и на склонах разной крутизны. “Пойменная” фация гляциального суперпаводка представлена дресвяниками, т.е. неокатанными обломками гравийной размерности (от 1 мм до 1 см). Остроугольные обломки захватывались со склонов паводковыми водами. Щебень опускался в нижнюю часть потока, где при взаимодействии с другими обломками окатывался, а дресва переносилась в толще воды без интенсивных соударений на большие расстояния (аналогично алевритовой взвеси пойменных фаций равнинных рек). Отложение дресвяников происходило при резком падении скорости и несущей способности потока, что приводило к быстрому, фактически одномоментному, выпадению обломков и частиц, переносившихся до этого в водном потоке во взвешенном состоянии. Дресвяно-грубопесчаный гранулометрический состав и параллельная слоистость являются показательной чертой пойменной фации гляциальных суперпаводков. Часто пойменные дресвяники формируются в эрозионной тени на поворотах русла, перед сужением долины, а также в долинах притоков магистральных рек. Диагностической особенностью пойменных дресвяников гляциальных суперпаводков являются так называемые “дропстоуны”, которые могут быть представлены отдельными глыбами и валунами, а также скоплениями грубообломочного материала (“каменными подушками”) и окатанными фрагментами валунно-галечников или алевропесков, сохраняющих изначальную текстуру. Такие “впаянные” в дресвяники включения переносились гигантским потоком в мерзлом состоянии, нередко в составе кусков ледогрунта и мореносодержащего льда (в том числе обломков разрушенных ледниковых плотин). Переход от селевой фации к “пойменной” нередко постепенный, через переслаивание. Кроме этого, непосредственно в параллельнослоистых пескодресвяниках нередко встречаются прослои и линзы валунногалечников, фиксирующих фрагменты влекомого наноса, захороненные при массовом выпадении грубозернистого песка и дресвы из взвешенного состояния. В отличие от делювиально-пролювиальных образований, развивающихся за счет переотложения дресвяников на склонах, непосредственно в “пойменных” образованиях отсутствуют эфемерные палеопочвы, кротовины, клинья усыхания и солифлюкционные текстуры. Также не известно находок in situ ископаемых организмов в селевых и в “пойменных” отложениях суперпаводков Горного Алтая.

Над “пойменными” параллельнослоистыми дресвяниками залегают русловые косослоистые валунно-галечники, которые формировались на завершающем этапе паводка, когда уровень воды спускался до положения, при котором доминировали обстановки перемещения обломков путем волочения по дну и сальтации. На бортах долины и в притоках эти отложения маломощны; нередко вместо них отмечаются следы размыва. В притальвеговой части их мощность может достигать 10–15 м и более. Выделяются фации: грядовая и самоотмостки (Парначев, 1999). Что касается грядовой фации, то, в соответствии с работой А.Н Рудого (2005), для гигантских знаков ряби характерна высота волны от 2 до 20 м при длине волны от 5–10 до 300 м. Гряды обычно сложены косослоистыми (с углами 20–30°) сортированными валунно-галечниками, нередко с “ажурной” текстурой и градационной структурой косых слоев. Фация гряд приурочена к осевой части долин (стрежневые и пристрежневые участки). Фация самоотмостки представлена косослоистыми валунно-галечниками с градационным строением, и делится на субфации гигантских русловых валов и гигантских прирусловых отмелей (Парначев, 1999). Основание этих отложений обычно отделяется от пойменных дресвяников эрозионным размывом и грубообломочным щебнисто-валунным слоем.

Русловые фации суперпаводкового циклита перекрываются алевро-песчано-дресвяно-щебневыми миктитами, которые формировались за счет оплывания переувлажненного материала со склонов после спада паводка. Для этой фации характерен парагенезис водно-седиментационных и оплывневых текстур; отсутствуют синседиментационные криогенные дислокации. Данная фация пионерами изучения дилювиального морфолитогенеза в горах Алтая не выделялась; Зольниковым И.Д. она зафиксирована во многих разрезах (Зольников, Мистрюков, 2008; Зольников и др., 2008). Выделяется две разновидности: субаэральная и субаквальная. Субаэральные оплывневые образования формируются при стекании грязевых масс по осушенным склонам, субаквальные – при поступлении грязевого материала в бассейны вторично-подпрудных или остаточных озер. В последнем случае обычны сочетания текстур оплывания и взмучивания с флювиальными и озерно-седиментационными текстурами. Мощность в зависимости от локальных условий колеблется от 0.5 до 5 м.

Суперпаводковый циклит обычно завершается субпараллельнослоистыми алевропесками вторично-подпрудных озер, которые отлагались в понижениях днища долины, преобразованного гигантским потоком, или в долинах притоков, перегороженных селевыми отложениями. В приподошвенной части вторично-подпрудных осадков, отмечаются прослои оплывневых миктитов. Вторично-подпрудные озера могут существовать после прохождения суперпаводка весьма долго, пока не будет прорезана селевая плотина, перегораживающая выход из притока. Мощность таких алевритов и алевропесков колеблется от 1 м до 6 м. После осушения вторично-подпрудных и остаточных озер их отложения перекрываются неслоистыми субаэральными алевритами мощностью обычно не более 2 м.

В межледниковых условиях суперпаводковые циклиты близ горных склонов обычно перекрываются делювиально-пролювиальными шлейфами дресвяно-песчанистого состава и дресвяно-щебнистым коллювием. В зависимости от конкретных геолого-геоморфологических условий меняются мощности фаций, а некоторые фации суперпаводкового циклита выпадают из разреза. Так, например, в притоках магистральных долин вверх по течению очень быстро выклиниваются селевые валунноглыбовники и русловые косослоистые валунногалечники, а доминируют “пойменные” дресвяники; увеличивается мощность оплывневых миктитов. В более мощной ининской толще (до 300 м) насчитывается до семи циклитов, а в сальджарской (мощность до 60 м) – до трех (Парначев, 1999). Отмечается бóльшая мощность однотипных фаций ининских образований по сравнению с сальджарскими. Это свидетельствует о том, что ининские суперпаводки были полноводнее и многочисленнее сальджарских.

4.1. Чуйский участок

В данном разделе рассматриваются четвертичные отложения, которые распространены вдоль Чуйского тракта от устья р. Чуя до впадения в нее правобережного притока — р. Бельгебаш. В районе отсутствуют моренные диамиктоны и перлювий по моренам, т. е. на этом участке отсутствуют следы оледенения Чуйской долины. Грубообломочные слои валунногалечников и глыбовников, как правило, обладают субпараллельной и наклонной (в разных сечениях) слоистостью, глыбы уложены в соответствии с поверхностями напластования слоистости, что свидетельствует об их отложении в обстановках фации волочения. В продольных разрезах валунно-глыбовниковые базальные слои циклов обычно залегают субгоризонтально, а в поперечных разрезах “задираются” от оси долины к ее бортам с превышением в десятки метров. Такие характеристики не типичны ни для инстративного, ни для субстративного, ни для констративного, ни для перстративного аллювия. В разрезах средних террас зафиксированы отложения двух-трех флювиальных циклов, залегающих иногда согласно, иногда с угловым несогласием друг на друге.

Разрез на правом берегу р. Катунь в овраге, в 600 м ниже по течению от устья р. Чуя следует принять как лектостратотип сальджарской толщи, сложенной отложениями гигантских гляциальных паводков, по которой вырезаны средние террасы Чуи и Катуни (Зольников, 2008). Разрез миктита на правом берегу р. Катунь, в 2 км ниже по течению от устья р. Чуя, не может выступать в качестве стратотипа “чуйской морены”, по Богачкину (1981), так как представляет собой голоценовый обвал (Зольников и др., 2004). Площадки высоких и средних террас нередко развиваются по эрозионным экранам, сформированным грубообломочными слоями (Зольников, Мистрюков, 2008). Террасы являются эрозионными, т. е. террасы и толщи, в которых они “выпилены”, разновозрастны. От маломощных аллювиальных линз и прослоев собственно наложенного террасового комплекса русловые фации суперпаводков отличаются большей мощностью, более грубообломочным составом, более грубой слоистостью; в обнажениях эта слоистость нередко прослеживается на многие десятки метров в одном направлении, что отличает ее от сигмоидной слоистости в типично аллювиальных гравийно-галечниках. Отложения, в которых вырезаны высокие террасы, и отложения, по которым вырезаны средние террасы, однотипны по фациальному составу; преобладают грубообломочные фации влекомого наноса (волочения) и мелкообломочные фации лавинообразного выпадения взвешенного наноса.

4.2. Среднекатунский участок

Среднекатунским в работе назван участок, расположенный ниже по течению от устья р. Чуя, где транзитная долина продолжается уже в виде долины р. Катунь вплоть до устья р. Большой Ильгумень. Что касается долины р. Катунь выше устья р. Чуя, то здесь также выделяются флювиальные отложения в террасовых комплексах (Ефимцев, 1964; Парначев, 1999). В береговых обрывах средних террас района неоднократно зафиксировано до трех литоседиментационных циклов сальджарской толщи, подчеркнутых базальными слоями глыбовников и валунников. Для отложений суперпаводков в осевой части долины характерны гигантские косые серии валунногалечников; при этом параллельно-слоистые гравийники и алевриты здесь маломощны, фрагментарны и приурочены к кровле суперпаводковых циклов. В непрерывных обнажениях зафиксировано крутое (под 45°) воздымание базального слоя сальджарской толщи на высоту более 40 м от осевой части долины на ее борт с сокращением этого слоя по мощности и уменьшением его гранулометрической размерности от валунноглыбовников до галечников в том же направлении.  В параллельно-слоистых дресвяниках цоколей высоких и средних террас района присутствуют дропстоуны и “каменные подушки”, являющиеся характерным признаком гигантских гляциальных паводков. В дресвяниках встречаются прослои и линзы галечников, которые являются отложениями влекомого наноса, запечатанными в осадках взвешенного наноса пойменной фации суперпаводков. Разрез обрыва на правом берегу р. Катунь, в 300 м ниже устья р. Иня, не может служить стратотипом усть-чуйской, куюсской, ештыккольской морен (Решения…, 1983), так как не содержит моренных диамиктонов, как это утверждается в (Борисов, Чернышева, 1987. С. 60), но сложен отложениями гигантских гляциальных паводков, адекватно описанными в (Парначев, 1999). Разрез по оврагу, рассекающему высокие террасы ниже устья р. Иня, можно принять в виде лектостратотипа ининской толщи с условным возрастом II2-4. Разрез карьера, в километре к юго-востоку от впадения р. Малый Яломан в р. Катунь, в котором вскрыты галечники гравийные с линзовидно-косослоистым текстурным рисунком аллювиальных кос, следует принять за лектостратотип “аллювиальной толщи наложенных средних террас Чуи и Катуни” (Зольников, 2008), которая, по (Ефимцев, 1964), врезана в “сальджарский” цоколь террас. В этом разрезе предлагается выделить Яломанский аллювий с условным возрастом III3-4.

4.3. Участок долины реки Иня

Одним из небольших, но довольно широких притоков р. Катунь является р. Иня — правый приток, находящийся в 11 км ниже устья р. Чуя, на 702-м километре Чуйского тракта. Ее долина расположена между Сальджарским хребтом и небольшим безымянным хребтом, представляющим собой водораздел между Чуей и Иней. Выбор долины Ини для исследования фациально-генетического состава отложений суперпаводков обусловлен тем, что здесь для прохождения гигантских паводков существовала одна из типовых геолого-геоморфологических обстановок — условия короткой широкой долины притока с узким устьем. Разрез в оврагах на левом берегу р. Иня, в 3 км от ее устья, где вскрыты отложения трех циклов суперпаводковых отложений, может служить парастратотипом для сальджарской толщи, но не для четырех циклов “озерно-ледниковых отложений первого и второго раннечетвертичных, первого и второго среднечетвертичных оледенений” по схеме (Решения…, 1983), как это утверждается в (Борисов, Чернышева, 1987). В суперпаводковых отложениях сальджарской толщи опорного разреза на левом берегу р. Иня у пос. Мал. Иня отсутствуют базальные валунноглыбовники, но присутствуют параллельно-слоистые дресвяники, маломощные галечные горизонты самоотмостки, подводно-оплывневые миктиты и вторично-подпрудные озерные отложения. По трем радиоуглеродным датам, опубликованным в (Барышников, 1992; Бутвиловский, 1993) время осушения последнего вторично-подпрудного озера в долине р. Иня фиксируется рубежом от 20 до 23 тыс. лет назад, что исключает III4 возраст последнего гигантского гляциального паводка сальджарской толщи и позволяет предположить его III2 возраст. В сальджарскую толщу Малоинского разреза последовательно вложены: трехметровой толщины аллювий пра-Ини с русловой и пойменной фациями, делювиальный шлейф, участками превышающий 10 м по мощности, а затем современный аллювий р. Иня. Такая последовательность послесальджарских слоев значительной суммарной мощности подтверждает не поздне-, а ранневюрмский возраст сальджарской толщи.

4.4. Участок долины реки Малый Яломан

Река Малый Яломан — левобережный приток р. Катунь на 696-м километре Чуйского тракта. Выбор долины р. Мал. Яломан для исследования фациально-генетического состава отложений катастрофических потоков обусловлен тем, что здесь для прохождения гигантских паводков существовала одна из типовых геолого-геоморфологических обстановок — условия короткой долины с широким устьем.

Разрез на правом берегу р. Мал. Яломан, в 1950 м от впадения в р. Катунь, насчитывает не менее шести литоседиментационных циклов гляциальных паводков и может служить парастратотипом для ининской толщи наряду со стратотипом, описанным на правом берегу р. Катунь, в 0,3 км ниже по течению от устья р. Иня.  Базальный слой глыбовалунногалечников сальджарской толщи воздымается на высоту более 55 м на протяжении 1 км от устья р. Мал. Яломан. В 2 км от устья р. Мал. Яломан в ининской толще преобладает фация горизонтально-слоистых дресвяников; валунногалечные слои маломощны (до 1,5 м) и простираются параллельно бортам долины, алевриты вторично-подпрудных озер и лессовидных покровов залегают в виде линз и прослоев.

Набор фаций и закономерности их пространственных сочетаний в ининской и  сальджарской толщах одинаковы. Однако в ининской толще по сравнению с сальджарской лучше промытость и сортированность обломочного материала и больше как общая мощность толщи, так и мощность составляющих ее фаций. Конкретная ассоциация фаций гигантского паводка, аккумулирующихся в конкретном участке, контролируется геолого-геоморфологической обстановкой: осевая часть магистральной долины; прибортовая часть долины в “эрозионной тени”; широкий приток с открытым устьем; широкий приток с узким устьем, перекрываемым воричной подпрудой, и др. На левом берегу р. Мал. Яломан в 3,5 км от устья вскрыт разрез постсальджарских отложений: аллювия мощностью около 2 м, затем делювиальных пескодресвяников видимой мощностью около 6 м, в которые врезана современная долина реки. Это подтверждает не поздне-, а ранневюрмский возраст сальджарской толщи, поскольку трудно допустить, что все эти постсальджарские отложения могли сформироваться всего лишь за голоцен.

4.5. Участок долины реки Большой Яломан

Рассматриваемый участок расположен в среднем течении р. Катунь в районе долины р. Бол. Яломан. Большой Яломан — левобережный приток Катуни, впадающий в нее на 692-м километре Чуйского тракта. Выбор долины р. Бол. Яломан для исследования фациально-генетического состава суперпаводковых отложений объясняется тем, что здесь для прохождения гигантских паводков существовала одна из типовых геолого-геоморфологических обстановок — условия длинной прямолинейной долины с широким устьем. В целом по долине р. Большой Яломан на протяжении 10 км от его впадения в р. Катунь отмечаются следующие закономерности. В связи с тем, что устье долины не было перекрыто селевыми запрудами, в обнажениях отсутствуют отложения вторично-подпрудных озер. Русловые фации, доминируя у устья, постепенно выклиниваются к верховьям. Дресвяники полноводных обстановок и грязекаменные отложения, формировавшиеся на спаде паводков, представлены в основном местным материалом склонов. Дресвяники также постепенно выклиниваются к верховью. В долине р. Бол. Яломан широко распространены оплывневые отложения грязевых потоков, формировавшиеся на стадии спада гигантских паводков. Чем дальше от устья р. Бол. Яломан, тем меньше присутствует в катафлювиальных отложениях окатанного материала и больше остроугольных обломков, ассимилированных со склонов. Наличие оплывневой фации суперпаводков в долине р. Бол. Яломан в 10 км от его устья свидетельствует об уровне подтопления более 200 м над днищем магистральной долины и глубоком проникновении суперпаводков вверх по притокам. По утверждению Г.Я. Барышникова, “следы волноприбойной деятельности обнаружены в левом борту р. Бол. Яломан на высоте 350 м от уреза воды, где в гранитах сформирована горизонтально ориентированная цепочка котловин вымывания размером от 0,3 до 1 м в поперечнике и глубиной до 10–15 см” (Барышников, 1992. С. 116).

4.6. Майминский участок долины р. Катунь

Майминский участок в низовьях р. Катунь – от левобережного притока р. Сема до пос. Платово на выходе из предгорий является ключевым для решения стратиграфических и палеогеографических вопросов Юго-Восточного Алтая. Особое внимание исследователей привлекал Майминский вал, который расположен поперек устья р. Майма — правобережного притока р. Катунь. В начале ХХ века по рекогносцировочным работам С.А. Яковлева, В.А. Обручева, И.Г. Гране этот вал стал известен как “майминская морена”. Основными признаками генетической диагностики были морфология вала, а также наличие крупных валунов и глыб на его поверхности. По предложению Е.Н. Щукиной (1960) “конечная майминская морена” вошла как стратотип ледниковых отложений нижнего плейстоцена в унифицированную стратиграфическую схему. Впоследствии рядом исследователей (Дубинкин, 1961; Дубинкин, Адаменко, 1968, Адаменко, 1974; Малолетко, 1980 и мн. др.) было показано, что в составе Майминского вала отсутствуют “валунные суглинки и глины”, но присутствуют яснослоистые отложения (валунники, галечники, гравийники, пески), которые были генетически проинтерпретированы ими как аллювиальные. Однако геологическая аргументация, свидетельствующая о флювиальном генезисе отложений, слагающих Майминский вал, была проигнорирована авторами региональной стратиграфической схемы (Стратиграфия, 1984).

В долине р. Катунь от пос. Усть-Сема до ее выхода в предгорья, в серии карьеров не выявлено моренных диамиктонов, но зато обнаружены мощные валунногалечники с прослоями глыбовников и отдельными глыбами, а также параллельно-слоистые дресвяники, алевриты, составляющие типичную ассоциацию гигантских гляциальных паводков. Слои параллельно-слоистых дресвяников и песков, залегающие в долине р. Катунь субгоризонтально на днище или наклонно (облекающе) на склонах, не могут быть связаны ни с неотектоническими дислокациями, ни с перегораживанием магистральной долины неотектоническими блоками. Наличие лессового покрова с тремя палеопочвами поверх аллювиального комплекса средних террас и радиоуглеродными датировками более 37200 л.н и 28 730 + 995 лет назад (Зольников и др., 2010) из аллювия, подстилающего лессы, свидетельствует о III2. возрасте сальджарской толщи, подстилающей аллювий.

В целом, обобщая материалы 4 главы, приведем принципиальную схему строения четвертичных отложений магистральной долины в перигляциальной зоне Юго-Восточного Алтая (см. рисунок 2). Эта схема является модификацией схемы Н.А. Ефимцева (1964), адаптированной к современным представлениям (Зольников, 2009). На скальном основании под неоплейстоценовыми отложениями фрагментарно в отдельных участках обнажается буроцветный аллювий башкаусской свиты эоплейстоцена. Выше залегает ининская суперпаводковая толща мощностью до 300 м, в которой вырезаны ступени высоких террас, на которых залегает маломощный (до 5 м) аллювий. Послеининский врез соответствует вероятно казанцевскому времени. Выше залегает сальджарская суперпаводковая толща мощностью до 60 м, в которой вырезаны ступени средних террас; на их площадках фрагментарно залегает маломощный (до 5 м) аллювий. Тыловые швы высоких и средних террас покрыты делювиально-пролювиальным шлейфом, а на площадках лежит маломощный субаэральный лессовидный покров.

Рисунок 2. Схема строения четвертичных отложений долин рек Чуя и Катунь в перигляциальной зоне Юго-Восточного Алтая.

Условные обозначения: 1 – буроцветная башкаусская толща; 2 – ининская суперпаводковая толща (II2-4); 3 – аллювий высоких террас (III1); 4 – сальджарская суперпаводковая толща (III2); 5 – аллювий средних террас (III3-4); 6 – субаэральный комплекс отложений (III3-4).

Описаны парастратотипы для сальджарской и ининской толщ (Зольников, 2008, 2009), а также для яломанского аллювия (III3-4) и малоинского делювия (III4) (Деев и др., 2009а,б), что позволяет ввести эти стратиграфические подразделения в практику геологического картирования.

Глава 5. Внеледниковая зона юга Западно-Сибирской равнины (долины нижней Катуни и верхней Оби на предгорной равнине)

В качестве участка внеледниковой палегеографической зоны четвертичного морфолитогенеза рассматриваются низовья р. Катунь, после выхода ее на предгорную равнину, и верховья р. Обь от ее слияния с р. Бия и до устья р. Томь. В этом районе по материалам геологического картографирования (Адаменко, 1974; Мартынов и др., 1977; Геологическая …, 1988) выделяются террасы, которые возвышаются над урезом воды: I-я на 7–11 м; II-я на 14–18 м; III-я на 18–25 м; IV-я на 35–45 м; V-я на 60–80 м. Исследованиями В.А. Панычева (1979) установлено, что надпойменные террасы Оби не отвечают самостоятельным аллювиальным толщам, а геоморфологические уровни группируется в две климатических террасы, нижняя из которых имеет среднечетвертичный возраст, а верхняя – позднечетвертичный.

Рассмотрим строение верхнечетвертичной климатической террасы на примере разреза на правом берегу реки Бии в 3 км выше по течению от с. Старая Ажинка. Здесь, по Г.Г. Русанову (2007), от уреза воды снизу вверх в стратиграфической последовательности обнажены три толщи: 1) нижняя – отложения гляциального суперпаводка мощностью 30 м, представленные валунно-глыбовниками, через гравийные пески переходящие вверх в тонко-субпараллельное переслаивание песков, алевритов и глин; 2) средняя – переслаивание суглинков, супесей, песков мощностью 20 м, которые Г.Г. Русановым диагностированы как аллювий и пролювий мелких притоков, а соискателем трактуется как делювиально-пролювиальный шлейф; 3) верхняя – лессовидные суглинки мощностью 10 м. В нижней части средней толщи по двум обломкам костей получена 14С дата (СОАН-4003) более 45 тыс. лет назад, что позволило Г.Г. Русанову сделать вывод о раннезырянском возрасте гляциального суперпаводка, представленного нижней толщей в разрезе у с. Старая Ажинка.

В Бийском разрезе (на правом берегу Бии у восточной окраины г. Бийска) эта толща мощностью 15 м перекрывает “синие илы” монастырской свиты; она начинается с валунно-галечников с глыбами и надстраивается песками. Данная толща сопоставлялась с большереченской свитой (Адаменко, 1974), но впоследствии (Панычев, 1979) выяснилось, что в большереченскую свиту объединены отложения разного возраста. Поэтому целесообразнее называть эту толщу бийской по ее опорному разрезу. Бийская толща коррелируется с сальджарской толщей Горного Алтая (Зольников, Гуськов, 2009), которая слагает цоколь средних террас Чуи и Катуни и сформирована гляциальными суперпаводками ермаковского времени (50–100 тыс. лет назад). Выше в Бийском разрезе залегает пачка параллельнослоистых песков, супесей, суглинков мощностью 15 м. В них отмечаются вертикальные серии мерзлотных клиньев с характерными признаками псевдоморфоз по сингенетическим повторно-жильным льдам, солифлюкционные дислокации, а также 5 гумусированных прослоев (Разрез …, 1978), что свидетельствует о ее делювиально-пролювиальном генезисе. Еще выше залегают эоловые пески и лессы с палеопочвами. Как видно, строение отложений, слагающих бийскую террасу у г. Бийска и у с.Старая Ажинка, однотипно.

Основание Бийского разреза сложено пачкой “синих илов” мощностью 8 м, подстилаемых песками, а еще ниже (по данным бурения) валунно-галечниками. Эти отложения О.А. Адаменко (1974) выделил как монастырскую свиту, подошва которой погружена до 40 м под урез рек Бии и Оби, а кровля поднимается на водораздел до 80 м над меженью. Монастырская толща слагает основание среднечетвертичной ярусной террасы (V НПТ). В кровле “синих илов” определена фауна млекопитающих хазарского комплекса (Адаменко, 1974; Разрез …, 1978), что указывает на средненеоплейстоценовый возраст монастырской свиты. Из этих же илов получены палеокарпологические и палинологические данные с тундровыми видами. Теплолюбивой флоры и фауны в стратотипе монастырской свиты у Биска не обнаружено. Отложения этой свиты выполняют погребенные долины шириной до 80 км на правом берегу Оби (рис. 3). Монастырская свита сопоставляется с ининской толщей Горного Алтая, слагающей цоколь высоких террас Чуи и Катуни и сформированной гляциальными суперпаводками среднего неоплейстоцена (Зольников, Гуськов, 2009).

Непосредственно в долине Верхней Оби монастырская свита вскрывается не часто, выполняя переуглубления Обской палеодолины и фиксируясь в скважинах (Адаменко, 1974). В отличие от нее, бийская толща обнажается около уреза воды в основании целой серии береговых обрывов, где в качестве предкаргинского вреза описана С.А. Архиповым (1973) как тарадановская толща. В частности, она вскрыта в основании III-й НПТ в разрезах Тараданово и Красный Яр. Разрез Красный Яр, расположенный в 20 км севернее г. Новосибирска, в основании сложен косослоистой песчаной толщей (мощность более 12 м) с серией 14С дат от запредельных (СОАН-1066) у уреза воды до 37500 ± 600 лет назад (СОАН-1063) в 10.5 м над урезом воды. Это позволяет считать верхнюю часть песчаной толщи каргинским (21–50 тыс. лет назад) аллювием, а нижнюю с запредельными 14С датами – бийской толщей и, возможно, казанцевскими аллювиальными отложениями. Аллювий перекрывается алевритами с палеопочвами, с 14С датами от 27500 ± 1200 лет назад (СОАН-15) до 29410 ± 250 лет назад (СОАН-1456), что позволяет установить их каргинский возраст. Выше залегают сартанские отложения – пачка параллельнослоистых алевритов и песков (мощностью от 8 до 12 м) и пачка песков (мощностью до 10 м). Соискателем отстаивается точка зрения, что переслаивание песков и алевритов Красного яра – это делювий, аналогичный таковому в Бийском разрезе, а пески – эоловые.

У пос. Тараданово в основании берегового обрыва залегает косослоистая песчаная толща мощностью 11 м, замещающаяся к кровле параллельнослоистыми алевритами. По 14С датам (Панычев, 1979) сделано заключение о возрасте этой толщи более 50 тыс. лет. Таким образом, имеются основания считать, что в цоколе III-й НПТ выходит бийская толща. В ее кровле залегает аллювиальная пачка, представленная русловыми и пойменными отложениями с палеопочвой, из которых получены 14С даты 35050 ± 450 лет назад (СОАН-1069) и 38850 ± 2200 лет назад (СОАН-1069Г) (Панычев, 1979). Выше залегает пачка параллельно переслаивающихся песков и алевритов общей мощностью 17 м – сартанский делювиально-пролювиальный шлейф. Венчается разрез толщей песков мощностью 7 м, аналогичных эоловым осадкам Красного Яра.

Разрезы Каргополово и Малышево отражают строение II-й НПТ. В основании разреза Каргополово залегают глины мощностью 3 м с запредельной 14С датой (СОАН-25), что позволяет отнести их к озерной фации, завершающей бийскую толщу. Ниже уреза воды глины подстилаются песчано-галечниковыми отложениями на глубину до 15 м (Панычев, 1979). Выше залегает каргинская аллювиальная пачка мощностью 5 м, датированная 32400 ± 2000 лет назад (СОАН-23); 33450 ± 550 лет назад (СОАН-744) и 32275 ± 420 лет назад (СОАН-1254). Выше них находится тонкослоистая алевропесчаная пачка делювия мощностью 5 м. Венчается разрез аллювиальными песками II-й НПТ мощностью 15 м. Разрез Малышево имеет сходное строение. Для него в кровле бийской толщи получены запредельная 14С дата (СОАН-1631), а для пойменных фаций каргинского аллювия с палеопочвами – 14С даты 40450 ± 1000 лет назад (СОАН-1632) и 36350 ± 470 лет назад (СОАН-1633).

В свете изложенных данных автором предлагается новая схема строения террасового комплекса правобережья Верхней Оби (рисунок 3).

Рисунок 3. Схема строения отложений второй половины позднего неоплейстоцена в долине Оби на Предалтайской равнине.

Условные обозначения: 1 – отложения гляциальных суперпаводков; 2 – аллювиальные отложения; 3 – делювиально-пролювиальные шлейфы; 4 – лессы; 5 – перевеянные пески. Индексы соответствуют общепринятой стратиграфической номенклатуре.

В переуглублениях долины Оби монастырская толща (k-fII(2?)4), являясь цоколем среднечетвертичного комплекса высоких террас, начинается с валунно-галечников. Вверх по разрезу она приобретает песчаный состав в средней части и при “задирании” на водораздел; завершается данная толща слоем “синих илов”. Монастырская толща перекрывается в долинной части казанцевским аллювием (aIII1), на склонах долин – среднечетвертичным делювием (dII4), и на водоразделах – субаэральной краснодубровской свитой (vbIII-IV). Бийская толща (kfIII2), являясь цоколем верхнечетвертичного комплекса средних террас, имеет аналогичные фациальный состав и геологическое положение, и перекрыта лессами (vIII2) и двумя генерациями делювиально-пролювиальных шлейфов, ермаковской (dIII2) и сартанской (dIII4), разделенных аллювием с каргинским палеопочвами (vbIII). Пологонаклонная поверхность, которая ранее обозначалась на геологических картах как площадка III-й НПТ (Адаменко, 1974; Мартынов и др., 1977; Геологическая …, 1978), является, как правило, поверхностью делювиально-пролювиальных шлейфов, и к аккумулятивной деятельности рек во многих случаях отношения не имеет. Речная аккумуляция в долине Оби не превышала уровень II-й НПТ. Пески, перекрывающие уровни I–IV НПТ, имеют эоловый генезис (vIII2). Таким образом, литоседиментационные циклы Верхней Оби начинаются не с аллювия межледниковий (тобольского и казанцевского), а с отложений гляциальных суперпаводков, представленных монастырской и бийской (тарадановской) толщами, которые выполняют палеоврезы в долине Оби и однотипно с ининской и сальджарской толщами Горного Алтая воздымаются на склон Оби более чем на 60 м от ее межени.

Глава 6. Генезис и геологическое строение осадочных комплексов территории

Моделирование суперпаводков в горах Алтая в основном ориентировано на расчет предполагаемых скоростей потока, его глубины, расходов и других гидрологических показателей (Бутвиловский, 1993 и др., Carling, 1996; Herget, 2004, 2005; Рудой, 2005). В целом для горного участка долин Чуи и Катуни глубина потока реконструировалась до 400-500 м, а скорость до 50 м/с и более. Геоинформационное моделирование позволило посчитать соискателю объем долины верхней Оби от Маймы до Камня на Оби по тыловым швам IV и V террас и сравнить с объемом палеоозер Чуйской (2200 м) и Курайской котловин (2100 м) с уровнем воды по абразионным уступам озерных террас. Объем воды оказался сопоставимым: 1055 км3 – в палеодолине верхней Оби и 1067 км3 в палеоозерах Чуйской и Курайской котловин. Эти расчеты, выполненные по стандартной методике, исключают возможность выдвижения гипотез о том, что объема воды в Чуйско-Курайской лимносистеме не хватало для аномально высокого подтопления долины р. Обь или, что воды гигантских паводков при выходе из гор распластывались по равнине. Таким образом, подтверждена принципиальная возможность подтополения долины нижней Катуни – верхней Оби водами гигантских гляциальных паводков, прорывавшихся через ледниковые плотины из котловин Горного Алтая. Вероятно сначала бассейн верхней Оби катастрофически затоплялся суперпаводком, а затем это кратковременно возникшее озеро очень быстро осушалось через узкую горловину у Камня-на-Оби, а также через левобережные ложбины стока между увалами.

Продольные профили рек Чуя и Катунь, построенные при помощи ARCGIS по цифровым моделям рельефа, показали несостоятельность представлений о том, что ининская толща Юго-Восточного Алтая является аллювиальным выполнением “Яломанской впадины” с соответствующим перегибом кровли фундамента. Представление об этой впадине являются архаичным рудиментом устаревшей неотектонической концепции. Какие бы то ни было “резкие изменения крутого уклона”, соизмеримые с мощностью ининской толщи до 350 м, на этих профилях отсутствуют за исключением единственного уступа, который наблюдается по новой долине р Чуя в районе Акташа. Однако, заполнение долины вплоть до отсутствия террас выше 2-3 м наблюдается не ниже, а выше перегиба на Баратальском участке долины Чуи, что объяснимо его подпруживания палеоледником. Непосредственно ниже перегиба высокие и средние террасы имеют незначительные высоты.

На территории Горного Алтая наибольший интерес для генетической диагностики представляют следующие характеристики: гранулометрический состав отложений в целом; размер грубообломочного материала (более 1 мм); форма крупных обломков; ориентировка крупных обломков; гранулометрический состав заполнителя (менее 1 мм); седиментационные текстурные особенности; форма инородных рыхлых включений; наличие палеопочв и субаэральных перерывов; характер постседиментационных деформаций; форма геологического тела; залегание по отношению к долине; парагенезис с другими фациями. На основе общего анализа различных характеристик генетических разновидностей четвертичных отложений, наиболее часто вызывающих дискуссии, составлены таблицы с ключевыми признаками для сравнения образований, обладающих литологическим сходством. Сравнительный анализ показал, что генетические разновидности четвертичных отложений Горного Алтая, обладающие литологическим сходством по одному набору характеристик, в большинстве случаев различаются по другому сочетанию признаков. Вместе с тем, имеются обстановки морфолитогенеза, которые являются “общими” для осадочных комплексов разного генезиса и продуцируют сходные фации. К таковым, например, относятся косослоистые галечники влекомого наноса и оплывневые миктиты. Однако, осадочные комплексы разного генезиса обладают хорошо узнаваемыми парагенезисами фаций, закономерно сочетающихся в геологическом пространстве.

Суперпаводковые комплексы вследствие кратковременности своего формирования являются стратиграфическими реперами, позволяющими увязывать события в горах и на равнине (Зольников, 2008; 2009; 2010). Для среднего неоплейстоцена таким репером является ининская толща, которая коррелируется с гляциокомплексами максимального оледенения Горного Алтая, а на равнине с монастырской толщей, слагающей нижний ярус V террасы; соответствует бахтинскому надгоризонту (II2-4). Для позднего неоплейстоцена стратиграфическим репером является сальджарская толща, которая коррелируется с гляциокомплексами первого постмаксимального оледенения Горного Алтая, а на равнине с бийской толщей, слагающей нижний ярус IV террасы; соответствует раннезырянскому горизонту (III2). Яломанский аллювий средних террас Горного Алтая сопоставляется с каргинско-сартанским временным интервалом (III3-4) и коррелируется с боровыми террасами (I-III) равнины. Делювиально-пролювиальные шлейфы и лессовидные покровы средних террас Горного Алтая сопоставляются с сартанским горизонтом Западно-Сибирской региональной шкалы.

Представлениям о слабом развитии поздневюрмского (III4) оледенения в горах Алтая противоречит серия дат с возрастом 15,6 тыс. лет назад по космогенному бериллию, которая получена по анализу поверхности глыб и валунов в Чуйской котловине и долине Катуни (Reuther et al., 2006; Рудой, Русанов, 2010; Рудой, Земцов, 2010;). Однако, геологическим противоречием является именно сходство до тысячи лет датировок полученных по айсберговым дропстоунам на дне Чуйской котловины и по поверхности крупных обломков на площадке среднего комплекса террас долины Катуни близ Малого Яломана. Очевидно, что дропстоуны днища Чуйской котловины должны харктеризовать момент осушения озера, а дропстоуны на площадках средних террас долин Чуи и Катуни вскрываются в результате боковой речной эрозии на стадии расширения долины, что происходит гораздо позже суперпаводка. Несколько радиоуглеродных дат сартанского возраста по органическим остаткам в подошве морен бассейнов рек Есконго и Верхней Коксы Горного Алтая (Русанов, 2008, 2009) – находятся за пределами долин рек Чуя и Катунь.

Заключение

Подводя итоги, особо отметим, что соискателем не ставилась цель доказательства существования гигантских гляциальных паводков на Горном Алтае. Эти аргументы детально рассмотрены предшественниками (А.Н. Рудой; В.В. Бутвиловский; Г.Я. Барышников, А.М. Малолетко, С.В. Парначев, Г.Г. Русанов и др.). Диссертация опирается на их результаты и ориентирована на установление конкретной роли ледников, подпрудных бассейнов, гигантских паводков, рек, субаэральных процессов в формировании четвертичных отложений и рельефа магистральной долины Горного Алтая и Предалтайской равнины во второй половине неоплейстоцена. Для выявления закономерностей строения и формирования отложений этой территории на указанном историческом этапе, соискатель опирался на труды О.А. Адаменко, С.А. Архипова, В.И. Астахова, Г.Я. Барышникова, П.С. Бородавко, И.А. Волкова, В.С. Волковой, Е.В. Девяткина, С.Ф. Дубинкина, Н.А. Ефимцева, В.С. Зыкина; В.С. Зыкиной, С.К. Кривоногова, А.М. Малолетко; В.А. Мартынова, И.С. Новикова, П.А. Окишева; Л.А. Орловой, В.А. Панычева и др. Особое внимание обращалось на стратиграфические и палеогеографические противоречия между результатами археологических исследований (работы А.П. Деревянко, В. Н. Зенина, С.В. Маркина, С.М. Цейтлина, М.В. Шунькова и др.) и стратиграфо-палеогеографических построений, рассматривавших сартанское время как эпоху мощных оледенений, подпрудных бассейнов и паводков на территории Западной Сибири как в горах, так и на равнине. Предлагаемое исследование, в конечном счете, преследовало цель построить внутренне непротиворечивую и целостную картину строения и формирования отложений и рельефа второй половины неоплейстоцена для магистральной долины Юго-Восточного Алтая и Предалтайской равнины.

Основные результаты и выводы:

1. В результате ГИС-моделирования по цифровой модели рельефа SRTM доказана возможность подтопления суперпаводками обской долины от г. Бийска до г. Камень-на Оби; построение продольных профилей по долинам рек Чуя и Катунь показало несостоятельность представлений о выполнении ининской толщей “Яломано-Катунской неотектонической впадины”.

2. Охарактеризованы диагностические признаки аллювиальных, гляциальных, суперпаводковых, субаэральных, коллювиальных комплексов территории; проведен их сравнительный анализ и показаны различия в фациальной архитектуре.

3. Предложена схема латеральных взаимоотношений фаций гигантского гляциального паводка, которая объясняет появление или выпадение определенных фаций из разреза, а также изменения их мощностей в определенных типовых геоморфологических обстановках. Установлено широкое развитие оплывневой фации этапа спада суперпаводка.

4. Предложена схема взаимоотношений осадочных комплексов разного генезиса в долинах рек Чуя и Катунь в перигляциальной зоне Юго-Восточного Алтая, которая развивает и уточняет представления предшественников. В этой зоне описаны стратотипы сальджарской и ининской толщ, яломанского аллювия, малоинского делювия.

5. Предложена схема взаимоотношений осадочных комплексов верхней половины позднего неоплейстоцена в долине Оби на Предалтайской равнине. Показано, что литоседиментационные циклы Верхней Оби начинаются не с аллювия межледниковий, а с отложений гляциальных суперпаводков, которые выполняют палеоврезы в долине Оби и воздымаются на склон Оби более чем на 60 м от ее межени.

6. Показано, что последние гляциальные суперпаводки на изучаемой территории имели место не позднее рубежа 50 тысяч лет назад. Это подтверждается данными радиоуглеродного датирования из аллювиальных и субаэральных отложений, перекрывающих сальджарскую, бийскую, касмалинскую, карасукскую толщи, а также археологическими данными.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Монография

Зольников И.Д., Мистрюков А.А. Четвертичные отложения и рельеф долин Чуи и Катуни. Новосибирск: Параллель, 2008. — 180 c.

Статьи в рецензируемых журналах по перечню ВАК

Зольников И.Д. Природные кризисные события плейстоцена на севере Западной Сибири // Геология и геофизика, 1996, т. 37, № 11, с. 23-32.

Orlova L. A., Zolnikov I.D., Kuzmin J. V. Radiocarbon database and geographic information system (GIS) for Western Siberia // Radiocarbon, 1998, vol.40, №1, pp. 313-329.

Орлова Л.А., Кузьмин Я.В., Зольников И.Д. Пространственно-временные аспекты истории популяции мамонта (Mammuthus primigenius Blum) и древний человек Сибири // Археология, этнография и антропология Евразии, Новосибирск. 2000, № 3, с.31-41.

Орлова Л.А., Кузьмин Я.В., Зольников И.Д., Игольников А.Е. История популяции мамонта (Mammuthus primigenius Blum) Сибири и прилегающих регионов (по радиоуглеродным данным) // Геология и геофизика, 2000, т. 41, №5, с. 746-754.

Зольников И.Д., Гуськов С.А., Орлова Л.А., Кузьмин Я.В., Левчук Л.К. Ведущие факторы морфолитогенеза в позднечетвертичной истории Западной Сибири // Геология и геофизика, 2003, №.5, с. 491-495.

Зольников И.Д., Мистрюков А.А., Середнёв М.А., Лабекина И.А. Строение и генезис средних террас Яломанско-Катунской зоны (Горный Алтай) // Геоморфология, 2004, № 3, с. 75-84.

Зольников И.Д. Гуськов С.А., Мартысевич У.В. О вероятности формирования части четвертичных палеоврезов на севере Сибири термоэрозионными процессами. // Криосфера Земли, 2004, т.VIII, № 3, с. 3-10.

Кузьмин Я.В., Зольников И.Д., Орлова Л.А., Зенин В.Н. Палеогеография Западно-Сибирской равнины во время максимума сартанского оледенения (в связи с находками мамонтов и палеолитических памятников) Докл. РАН, 2004, т.398, №4, с. 542-544.

Жданова А.И., Казанский А.Ю., Зольников И.Д., Матасова Г.Г., Гуськов С.А. Опыт фациально-генетического расчленения субаэральных отложений новосибирского приобья геолого-петромагнитыми методами на примере опорного разреза “Огурцово”. Геология и геофизика, 2007, т.48, № 4, с. 446-459.

Зольников И.Д. Стратотипы четвертичных отложений Яломано-Катунской зоны Горного Алтая // Геология и геофизика, 2008, т.49, № 9, с. 906-918.

Зольников И.Д., Постнов А.В., Гуськов С.А. Процессы морфолитогенеза Усть-Канской и Ябоганской котловин в позднем неоплейстоцене // Геоморфология, 2008, №4, с.75-83.

Зольников И.Д., Гуськов С.А. О палеогеографической и стратиграфической приуроченности гигантских паводков позднего неоплейстоцена – голоцена на территории Западной Сибири // Геология и геофизика, 2009, т.50, №2, с.191-196.

Айриянц А.А., Борисенко А.С., Добрецов Н.Н., Зольников И.Д., Кривоногов С.К., Мистрюков А.А. Опыт создания баз данных и метаданных Алтайского экорегиона // Геоинформатика, 2003, №4, с.13-19.

Деев Е.В., Зольников И.Д., Сибиряков Е.Б., Гуськов С.А. Свидетельства сейсмичности Юго-Восточного Алтая в четвертичное время // Докл. РАН, 2009, т. 426, № 6, с. 777-781.

Деев Е.В., Зольников И.Д., Гуськов С.А. Сейсмиты в четвертичных отложениях Юго-Восточного Алтая // Геология и геофизика, 2009, т. 50, № 6, с. 703-722.

Жданова А.И., Матасова Г.Г., Зольников И.Д., Казанский А.Ю., Гуськов С.А. Условия накопления четвертичных субаэральных отложений новосибирского приобья по геолого-геофизическим данным разреза Кольцово // Вестник Санкт-Петербургского университета, 2009, выпуск 3, серия 7, с. 69-85.

Зольников И.Д., Деев Е.В., Лямина В.А. Новые данные о четвертичном морфолитогенезе в Чуйской котловине (Горный Алтай) // Геология и геофизика, 2010, т.51, №4, с.437-449.

Зольников И.Д., Королюк А.Ю., Смоленцева Е.Н., Лямина В.А., Добрецов Н.Н., Мартысевич У.В. Разработка и составление базы геоданных для картографирования и моделирования наземных экосистем средствами ГИС и ДЗ на примере Чуйской степи Горного Алтая // Сибирский экологический журнал, 2010, № 2, с. 209-220.

Лямина В.А., Королюк А.Ю., Зольников И.Д., Смоленцев Б.А., Лащинский Н. Н. Генерализация ландшафтных обстановок в спектральных характеристиках космических снимков различного пространственного разрешения //Исследования Земли из Космоса, 2010, № 4, с. 1-8

Публикации в прочих изданиях

Zolnikov I.D., Orlova L. A., Kuzmin J. V. Palaeoclimatic events and human palaeoenvironment of Vestern Siberia in the late pleistocene // Antropologe, 1997, vol. XXXV , № 2-3, pp. 137-143.

Zolnikov I.D. Catastrophic events and types of paleoenvironment in the north of West Siberia during Pleistocene // Anthropozoic. Vol 23, 1999, pp.25-28

Zolnikov I.D., Orlova L. A., Kuzmin Y. V. Zabadaev I. S. Dementiev V. N. The late Pleistocene environment and conditions of human existence in Western Siberia: regional geographic information system (GIS) // Anthropozoic. Vol 23, 1999, pp.193-198

Зольников И.Д., Гуськов С.А. Геоинформационное моделирование экогеологических обстановок Западной Сибири на основе изучения палеоаналогов // Enviromis Тезисы Международной конференции. 2002. Томск, Изд-во Томского ЦНТИ. С.49

Зольников И.Д., Кузьмин Я.В., Орлова Л.А., Зенин В.Н. Палеогеографические условия Западно-Сибирской равнины во второй половине верхнего неоплейстоцена (в связи с находками мегафауны и палеолитических памятников) // Человек и пространство в культурах каменного века Евразии. Новосибирск: Изд-во ИАЭ СО РАН, 2006. С. 65–76.

Постнов А.В., Зольников И.Д., Гуськов С.А., Чевалков Л.М. К вопросу о стратиграфическом положении палеолитических памятников вдоль Чуйского тракта в долинах Чуи и Катуни // Проблемы археологии, этнографии, антропологии Сибири и сопредельных территорий. Новосибирск: Изд-во Ин-та АИЭ СО РАН, 2007.- Т. XIII с.149-155

Зольников И.Д. Роль гигантских гляциальных паводков в формировании четвертичных отложений речных долин юга Западной Сибири (Горный Алтай и Предгорная равнина) // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований: Материалы VI Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода.– Новосибирск: Издательство СО РАН, 2009. С.232-234.

Зольников И.Д., Кузьмин Я.В., Гуськов С.А., Деев Е.В. Проблемы расчленения и корреляции неоплейстоценовых отложений юго-востока Горного Алтая // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований: Материалы VI Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода.– Новосибирск: Издательство СО РАН, 2009. С.235-237.

Зольников И.Д. Гляциогенно обусловленные суперпаводки неоплейстоцена Горного Алтая и их связь с историей формирования отложений и рельефа Западно-Сибирской равнины // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. № 69. М.: ГЕОС, 2009 с. 59-70.

Зольников И.Д. Влияние ледников, подпрудных бассейнов и гигантских гляциальных паводков позднегонеоплейстоцена на обстановки существования древнего человека в горах юго-восточного Алтая и в пределах Западно-Сибирской равнины // Эволюция жизни на Земле: Материалы IV Международного симпозиума. Томск: ТМЛ-Пресс, 2010. С.601-604.

————————————————————————————-

Подписано к печати 28.02.2011

Формат 60×80/16. Бумага офсет №1. Гарнитура Таймс.

Печ. л. 2. Тираж 150. Зак. №

————————————————————————————

ОИТ ИНГГ СО РАН, пр-т Ак. Коптюга, 3, Новосибирск, 630090

1

2

3

4

5

6

7



Страницы: 1 | 2 | Весь текст