«А.Н. Рудой, Г.Г. Русанов ПОСЛЕДНЕЕ ОЛЕДЕНЕНИЕ В БАССЕЙНЕ ВЕРХНЕГО ТЕЧЕНИЯ РЕКИ КОКСЫ Монография Бийск ГОУВПО АГАО 2010 ББК 26.823(2Рос.Алт) Р 83 Печатается по решению редакционно-издательского совета ГОУВПО АГАО ...»

Та же самая картина наблюдается и с распределением глубины снежного покрова в зимний период. В Абайской котловине она не превышает 0,6 м. На хребтах и их подветренных склонах глубина снега достигает 3 м, а на хребте Холзун 6– м, Наибольшая толщина снежного покрова отмечается у верхней границы леса, в кустарниковых тундрах и, в целом, на подветренных склонах местных и общих водоразделов нивально-гляциальной зоны [Самойлова, 2008].

Ветровой перенос снега способствует накоплению в местных понижениях на склонах снежных масс толщиной до 15 м.

Именно на таких участках зафиксированы наиболее низкое положение фирновой линии (2100 м), и существование ледников на незначительных высотах [Петкевич, 1971; Ревякин, Кравцова, 1977]. При этом основной снего- и водозапас сосредоточен близ осевой линии хребтов, в зоне аэродинамического действия орографического барьера, ширина которой равна 8–10-кратной относительной высоте хребтов [Ревякин и др., 1979]. Недаром Тургусунский узел – район сочленения хребтов Убинского, Ульбинского и Ивановского, расположенных на территории Казахстана, с хребтом Холзун – называют «полюсом снежности» Алтая [Ревякин, Кравцова, 1977;

Самойлова, 2008].

Современное оледенение района представлено единичными мелкими висячими и карово-висячими ледничками, существование которых обязано, в основном, метелевому переносу. Поэтому эти леднички приурочены только к подветренным склонам хребтов северной и северо-восточной экспозиции. Снеговая линия на этих ледничках в глубоких подветренных карах располагается на высоте всего 2100–2350 м [Каталог ледников.., 1977], в то время как окружающие вершины, поднимающиеся почти до 2600 м, лишены ледниковых образований и не достигают нижнего уровня хионосферы [Окишев, 1982].

Несмотря на большое количество свежих и глубоких каров и цирков, приуроченных преимущественно к склонам хребтов северо-восточной экспозиции, высокую снежность в зимний период и низкое положение фирновой линии современное оледенение крайне незначительно.

Вероятно, это можно объяснить высокими летними температурами и высокой (всего -0,8 С) среднегодовой температурой, по сравнению с другими горноледниковыми бассейнами Алтая. Общая площадь оледенения на этой территории в семидесятых – восьмидесятых годах прошлого столетия не превышала 2,5 км2. В пределах Горного Алтая на начало 1981 г.

насчитывалось 1973 ледника общей площадью 1503,4 км [Ревякин, 1981]. Из них – только 38 карово-висячих и висячих ледников общей площадью 2,3 км2 было зафиксировано в карах хребта Холзун, и всего 3 маленьких ледничка общей площадью 0,2 км2 – в карах Коргонского хребта [Ревякин и др., 1979; Ревякин, Мухаметов, 1987]. В последние десятилетия специальные гляциологические работы на Западном и Северо-Западном Алтае не проводились.

Гидрографическая сеть, в связи со значительной увлажннностью, развита достаточно хорошо, речные долины в среднем и нижнем течении хорошо разработаны. Реки носят горный характер. Наиболее значительные из них – река Кокса (левый приток Катуни), и е притоки – реки Ночная, Хайдун, Банная, Карагай, Коксочка, Красноярка, Абай, Улужай, Шельдян и другие. Их ширина: от 10–15 до 50 м, глубина 0,5– 2 м, скорость течения от 0,8 до 1,7 м/с.

Протяжнность реки Кокса от истока до устья составляет 177 км, при среднем е уклоне в 6,6 м/км. Средний годовой расход е в устье 85 м3/с, а максимальный наблюдавшийся расход может достигать 716 м3/с, что почти в 8,5 раз выше среднего [Горный Алтай, 1971, табл. 7]. Характерной особенностью рек является большая водность в тплый период. В это время объм стока составляет более 90 % от годового.

По характеру внутригодового режима расходов реки данной территории относятся к группе рек с весенне-летним половодьем и дождевыми паводками, имеющими снеговое, ледниковое, дождевое и грунтовое питание [Горный Алтай, 1971]. Величина модуля стока коррелирует с характером увлажнения территории и его показатели колеблются от 20 до 35 лсек/км2 [Самойлова, 2008]. Замерзают реки в ноябре, вскрываются в апреле. К концу зимы толщина льда на них может достигать 1,5 м.

Современные озра незначительны по своим размерам и площади, находятся преимущественно в верховьях долин и представлены двумя типами. Первый – 43 каровых озера округлой и эллипсовидной формы размером от 0,1 0,2 до 0, 0,6 км (озеро Прозрачное в верховьях Кульды) общей площадью не более 4 км2. Второй – три остаточных мореноподпрудных озера размером от 0,1 0,2 до 0,2 0,4 км в долинах рек Коксочки, Кульды и Быстрой.

Особенности высотной поясности почвеннорастительного покрова определяются значительным разнообразием рельефа, большими абсолютными высотами и контрастами климатических условий.

Влажному Западному Алтаю, к которому относится рассматриваемый район, где температурные градиенты не превышают 0,4–0,5 на 100 м, свойственны постепенные смены одного пояса другим, наличие переходных по своему характеру поясов и господство их мезофильных вариантов [Самойлова, 2008]. Для большей части территории присущ бореальный (тажный) тип почвенно-растительного покрова, а лугово-степной тип на выщелоченных чернозмах развит лишь в Абайской котловине (рис. 1.2.), расширениях долин в их среднем и нижнем течении, и в нижней части склонов южной экспозиции.

С высоты 1100 м развиты пихтово-елово-кедровые леса на горно-лесных бурых почвах с лиственницей в качестве примеси. Верхняя граница леса поднимается до 1750–2000 м и образована кедром. У верхней границы леса в травяном покрове появляются представители субальпийских растений. У верхней границы леса в зоне развития многолетней мерзлоты (выше 1600 м) формирующиеся почвы следует относить к длительносезонномерзлотным [Самойлова, 2008], и представлены они торфянистыми, а чаще горно-подзолистыми поверхностно-глееватыми почвами [Горный Алтай, 1971].

Рис. 1.3. Постепенный переход лесного пояса в субальпийские луга. Северо-восточный макросклон хребта Холзун Переход лесного пояса в субальпийские и альпийские луга постепенен (рис. 1.3.) и наибольшее развитие они получают на поверхностях выравнивания или выположенных вершинах среднегорий. Характерной особенностью субальпийских лугов является значительная высота травостоя (до 1,5 м и более), обилие широкотравья и наличие кустарников (ива, берзка). Среди низкотравных субальпийских лугов широко распространены гераниево-манжетковые луга.

Альпийские луга, произрастающие на дерново-луговых альпийских почвах, наиболее представительны и занимают значительные площади в высокогорье, тяготея к поверхностям выравнивания (см. рис. 1.4.) и склонам хребтов с развитым покровом щебнисто-суглинистых отложений склонового ряда разного генезиса.

Переход в тундровый пояс нерезкий, и альпийские луговины часто встречаются вблизи снежников-перелетков (см. рис.

1.4). Верхняя часть этого пояса представлена лишайниковокаменистыми тундрами (гольцы), которые в наиболее высоких частях хребтов сменяются фрагментами гляциальнонивальных комплексов. Каменистые, кустарниковые, луговые и лишайниковые тундры спускаются также в субальпийский пояс по долинам и каменисто-осыпным склонам, образуя инверсионные варианты высокогорных комплексов [Самойлова, 2008].

В настоящее время котловинообразные расширения долин рек Коксы, Карагая, Банной и Абайская котловина почти полностью распаханы.

Рис. 1.4. Альпийские луга в осевой части хребта Холзун И в заключение несколько слов об экологической обстановке, которая в целом на 80 % территории характеризуется как удовлетворительная.

В бассейне верхнего течения реки Коксы величина суммарного показателя загрязнения (СПЗ) почвенных горизонтов А, В, С в различных ландшафтах не превышает 14, что соответствует допустимому уровню загрязнения почвенного покрова по степени его воздействия на здоровье населения.

Региональное гамма-поле в пределах этой территории малоинтенсивно и слабо дифференцировано. Фоновые значения мощности экспозиционной дозы составляют 13 мкР/час при вариациях от 4 до 26 мкР/час, что соответствует величинам, наблюдаемым на большей части территории России. Средние содержания урана, тория и калия в почвенном горизонте А составляют 2,07 мг/кг, 1,26 мг/кг и 1,69 % соответственно, что сопоставимо с их фоновыми значениями. В некоторых населенных пунктах, по данным В.Е. Кац, установлены концентрации радона в воде и почвенном воздухе до 5–10 ПДК [Федак и др., 2008].

В северо-западной части этого района проходит граница падения частей отработанных ступеней ракет-носителей, в результате чего здесь происходит загрязнение территории компонентами ракетного топлива. В целом по Республике Алтай среднегодовые выбросы оставляют: НДМГ (несимметричный диметилгидразингептил) – 2,24 т/год, АТ (азотный тетраоксид) – 4,8 т/год [Федак и др., 2008].

ГЕОМОРФОЛОГИЯ БАССЕЙНА

ВЕРХНЕЙ КОКСЫ

Фронтальные части главных морфоструктур имеют северозападную и субмеридиональную ориентировку, и представляют собой неотектонические взбросы и взбросо-сдвиги, а местами взбросо-надвиги [Новиков, 2004; Чумаков, 1965], унаследованные по древним докайнозойским структурным швам. Вся территория разбита на неотектонические блоки [Богачкин, 1981], образовавшиеся в результате горизонтального сдвига и сжатия вдоль субмеридиональной оси [Новиков, 2004] или субмеридионального стресса [Бутвиловский, 1985]. Густое и глубокое эрозионно-экзарационное расчленение затушвывает и маскирует блоковое строение территории. В центре площади чтко выделяется сильно расчленнный Коксинский блок (рис. 2.1.) относительного опускания [Богачкин, 1981].

Из отрицательных морфоструктур выделяется Абайская межгорная котловина (рис. 2.1). В пределах рассматриваемой территории е ширина изменяется от 2 км в районе села Сугаш до 6 км в районе села Абай, а длина не менее 22 км (рис.

1.2). Котловина приурочена к зоне новейшего субширотного Южно-Теректинского разлома, являющегося ветвью Чарышско-Теректинского глубинного разлома [Богачкин, 1981;

Шмидт, 1972а, 1972б], и представляет собой, как и Уймонская котловина, грабен, заложившийся в позднем плиоцене [Новиков, 2004], с падением ограничивающих сместителей под хребты [Бутвиловский, 1985].

В этом грабене неполная мощность нерасчленнных четвертичных отложений превышает 100 м. По мнению О.А. Раковец [1968], слабые локальные нисходящие движения в позднеплиоценовое время обусловили оформление впадин в этой части Горного Алтая. По мнению В.В. Бутвиловского [1985], воздымание и латеральное перемещение положительных морфоструктур контролирует развитие впадин и кайнозойское осадконакопление в них, а, следовательно, возраст коррелятных отложений во впадинах в значительной степени отражает возраст тектонических движений.

В пределах выделяемых неотектонических блоков широко развиты различные генетические типы тектонического (структурного), денудационного и аккумулятивного рельефа (рис. 2.2).

Тектонические (структурные) склоны отражают неотектонические и унаследованные разрывные нарушения. Это чтко выраженные протяженные крутые прямолинейные или дугообразные в плане склоны речных долин, горных хребтов и массивов, разделяющие блоки с различной тектонической активностью. Эти склоны имеют преимущественно северозападное и субмеридиональное, реже субширотное направления, представляя собой неотектонические и унаследованные взбросы, взбросо-сдвиги, а местами, вероятно, взбросонадвиги.

Наиболее отчтливо они проявлены в зонах древних Татарского и Булуктинского разломов, ограничивающих Абайский вулкано-плутонический массив, Аюлинской системы разломов внутри Карагайского блока, Хамиро-Хайдунского и Тигирецкого разломов. При этом характерны субмеридиональные развороты данных структур с формированием неотектонических сбросов [Федак и др., 2008].

Начало формирования этих склонов связывается с неотектоническим этапом активизации территории, относящимся ко второй половине позднего олигоцена, а максимальные дифференцированные движения проявились здесь, по одним данным [Богачкин, 1981; Новиков, 2004; Чумаков, 1965], в неоген–четвертичное время, а по другим [Шмидт, 1972б] – в четвертичное.

Структурно–денудационные склоны и вершинные поверхности – это крутые и средней крутизны отпрепарированные денудацией склоны, а также уплощнные и куполообразные вершинные поверхности палеовулканических покровов и интрузивных массивов.

В современном рельефе они образуют положительные купольные морфоструктуры центрального типа овальной вытянутой формы размером от 1,5–5 км до 10–20 км. Превышения их над окружающим полем высот изменяется от 200–300 м до 900 м, а их выраженность в рельефе зависит от петрографического состава пород.

Формирование этого типа рельефа обусловили сравнительно однородный петрографический состав и более высокая денудационная устойчивость пород, по сравнению с окружающими, а важнейшей предпосылкой его образования является режим тектонических движений – определнная скорость неотектонических движений, обеспечивающая развитие селективной денудации [Минина, 1974]. Эти склоны и вершинные поверхности повсеместно накрыты практически сплошным маломощным чехлом десерпционных, солифлюкционных и коллювиально–делювиальных позднеплейстоцен– голоценовых отложений.

Вершинные поверхности наиболее крупных структур представляют собой небольшие сохранившиеся фрагменты мел-палеогенового пенеплена, в значительной степени переработанного криогенными и, возможно, частично ледниковыми процессами в плейстоцене. Крутые нижние части этих склонов представляют собой структурно–денудационные уступы. Однако в большинстве случаев эти уступы, в результате интенсивно проявившихся в четвертичное время эрозии и ледниковой экзарации, сильно расчленены, что в значительной степени маскирует их морфогенетическую природу.

Денудационно–эрозионные склоны развиты преимущественно в центральной наиболее пониженной части рассматриваемой территории, тяготеющие к долине Коксы (Коксинский блок относительных опусканий), и занимающие не менее 20 % площади (рис. 2.2). Высотный диапазон развития Рис. 2.2. Геоморфологическая схема бассейна верхнего течения реки этих склонов изменяется от 1100 до 1850 м. Крутизна их варьирует от 5 до 30 и более.

Почти все эти склоны, за исключением склонов южной экспозиции, накрыты чехлом полигенетических отложений склонового ряда позднеплейстоцен–голоценового возраста.

Глубина эрозионного расчленения составляет 350–700 м, а густота эрозионного расчленения – 0,5–2 км. Существенные различия поперечных профилей свойственны склонам южной и северной экспозиции.

Денудационно–эрозионные водосборы верховьев логов, долин рек и ручьв на склонах северной и северо–восточной экспозиции отличаются слабым внутренним расчленением, циркообразной формой, большими площадными размерами, крутой задней стенкой, чтко выраженной приводораздельной бровкой и широким полого наклонным днищем. Все эти особенности указывают на значительное преобразование подобных водосборов ледово-фирновыми полями во время оледенения [Бутвиловский, 1993].

Возраст этих склонов ограничивается, с одной стороны, возрастом поверхностей денудационного выравнивания, а с другой – врезом в них экзарационных склонов.

Экзарационные склоны и поверхности – это основной морфогенетический тип денудационного рельефа на данной территории. Наиболее широко он развит в пределах хребтов Коргонского, Коксуйского и Холзун, где представлен многочисленными ледниковыми карами и цирками шириной от 0, до 2 км, а высота их стенок достигает 200–300 м и более.

Приурочены они в основном к склонам северной и северовосточной экспозиции. По мнению Л.Н. Ивановского [1967], именно здесь благодаря гляциальным процессам возникла асимметрия осевой части хребтов, противоположная общей асимметрии хребтов, обусловленной тектоникой. Чем меньше высоты, тем более пологими становятся склоны в альпийской зоне, однако гляциальные формы рельефа, как это видно, например, в хребте Холзун, остаются свежими – имеют крутые изрезанные стенки [Ревякин и др., 1979; Галахов, Мухаметов, 1999].

Многие кары на хребте Холзун являются ступенчатыми, а на их днищах в экзарационных котловинах, ограниченных ригелями, находятся каровые озра. Кары и цирки открываются в чтко выраженные троговые долины с крутыми бортами и корытообразным поперечным профилем. По высотному положению днищ каров и каровых лестниц разными исследователями (например, Е.В. Максимов [1972] и др.) неоднократно предпринимались попытки определения высоты снеговой линии стадий деградации оледенения. Однако положительный, минимально достоверный, результат таких попыток вряд ли достижим, так как «основное число каров начало формироваться во время прогрессивной фазы оледенения, а ледники регрессивной фазы только приспосабливались к уже имеющимся формам. … Нужно иметь в виду, что кары, возникающие под влиянием деятельности ледников метелевого и лавинного питания, на самых различных высотах могут развиваться один над другим одновременно» [Ивановский, 1981, с.

54].

К этому добавим, что не меньшее число каров формируется и в регрессивные стадии оледенения, на освободившихся ото льда поверхностях, ороклиматически удобных для развития нивально-гляциальных ниш.

Л. И. Ивановский [1981] отмечал, что там, где много осадков, как, например, в рассматриваемом нами районе (до мм), и большая концентрация снега в понижениях, надежность установления древней высоты снеговой линии по днищам каров меньше и определение е значительно труднее.

Учитывая скорость эволюции каров и длительность их образования из нивальных ниш, писал В. В. Бутвиловский, можно вполне обоснованно предположить, что нижний уровень хорошо развитых каров отражает не депрессию хионосферы в максимумы древних оледенений, а интерстадиальные длительные положения уровня «365», близкие по климатическому состоянию к стадиалам позднего плейстоцена и голоцена… Депрессия снеговой линии в максимумы ранга ледниковых эпох вряд ли может быть зафиксирована каровым уровнем. В максимумы оледенений е фиксируют, скорее всего, уровни нивальных ниш [Бутвиловский, 1993, с. 47].

В верховьях троговых долин отмечается скопление бараньих лбов и курчавых скал. Некоторые скальные выходы, наблюдавшиеся нами на склонах и днище долины Коксы от верховий до устья реки Банной, по своей форме очень похожи на крупные бараньи лбы (см. рис. 2.3.), хотя ледниковая штриховка и полировка на них не обнаружена.

Тем не менее, в котловинообразных расширениях долины Коксы, например, выше устья реки Улужай и в районе села Банного, отмечаются экзарационные останцы палеозойских пород обтекаемой формы высотой до 40–80 м над днищем долины. На их склонах и выположенных вершинах фрагментарно встречается плохо сохранившаяся ледниковая штриховка, а также эрратические средне и хорошо окатанные мелкие валуны и гальки из осевой части хребта Холзун, представленные риолитами, риодацитами, андезитами, а также кварцем и зелными метаморфизованными сланцами. Многие из этих галек имеют плоскую дисковидную форму.

Очень часто речные долины на участках, расположенных ниже голоценовых конечно-моренных комплексов, отличаются отсутствием видимых следов древнего оледенения.

О том, что они формировались при участии долинных ледников, могут свидетельствовать их поперечные профили, а также их местонахождение в зоне развития типичных трогов.

Рис. 2.3. Скальные останцы в долине р. Коксы, похожие на бараньи лбы. (Фото Г.Г. Русанова).

Подобные долины характерны для горных стран, в том числе и Алтая, и описываются многими исследователями [Ивановский, 1981].

Верховья долин некоторых рек имеют вид широких циркообразных пологосклонных логов, со слабонаклонными тальвегами, которые, сужаясь вниз по течению, постепенно приобретают хорошо выраженный троговый облик.

«Древние ледники, занимая подобные долины, придавали им полого-корытообразный профиль. Для подобных трогов характерно слабое развитие или даже отсутствие таких элементов рельефа, как стены, плечи и борозда сглаживания. В результате ледниковое происхождение долины можно установить только по поперечному профилю и по моренным отложениям, часто заполняющим днища трогов; на коренных породах можно встретить следы механического воздействия ледника на подстилающие породы» [Ивановский, 1981, с. 63].

Глубина экзарационного вреза долин изменяется от первых десятков до 300 м, а ширина плоских днищ этих долин, где местами встречаются бараньи лбы, изменяется от 250 м до 1– 2 км. На бортах плоскодонных трогов часто встречаются скопления курчавых скал и эрратические валуны.

На уплощенных водораздельных поверхностях иногда встречаются скальные выходы коренных пород, по своей форме весьма напоминающие бараньи лбы (рис. 2.4.), а также крупные (до одного метра и более) глыбы, имеющие облик типичных ледогранников, перемещнные в стороны от ближайших коренных выходов на расстояние до 1 км и более. И хотя другие достоверные следы присутствия ледников на плоских водоразделах не обнаружены, это ещ не означает, что их здесь не было. Как показали наблюдения за современными ледниками плоских вершин в Северной Норвегии, при отступлении они оставляют практически ненарушенные подстилающие крупноглыбовые курумы, не создают морен, бараньих лбов и ледниковой штриховки [Gellatly et. al., 1988].

Рис. 2.4. Скальные выходы, напоминающие бараньи лбы в осевой части хребта Холзун (водораздел рек Хайдун и Таловый Тургусун). (Фото Г.Г. Русанова) Более подробные заключения такого рода сделаны и А.Н.

Рудым по результатам гляцио-геоморфологических исследований в Юго-Восточном Алтае и Северо-Западной Монголии [Рудой, 2004; Рудой и др. 2000]. А.Н. Рудой уже определнно писал о критике традиционных, столетиями утвердившихся в геологии, методов палеогляциологических изысканий. Авторы полагают, что краткое изложение этой позиции А.Н. Рудого уместно в форме отдельного специального небольшого раздела привести в четвртой главе настоящей книги.

Возраст ледниковых каров, цирков и верховий троговых долин до нижних голоценовых конечно-моренных комплексов определяется как позднеплейстоцен–голоценовый. Нижерасположенные участки трогов, по аналогии с возрастом развитых в них отложений ледникового комплекса, датируются поздним плейстоценом.

«Денудационный рельеф альпийского типа (кары, цирки, троги), пространственно связанные с ним мощные конечноморенные и боковые валы, эрратические валуны на склонах и относительно низких водоразделах, локальная площадная заглаженность и штриховка скальных выходов горных пород на склонах и водораздельных седловинах наблюдается на всех высокогорных хребтах и массивах района, начиная с высот 2200 м… Ниже 2200 м признаки ледниковой деятельности локализуются в троговых долинах и широких долинных понижениях, непосредственно примыкающих к высокогорьям. Северные и северо-восточные привершинные части склонов … остальной части территории в диапазоне абсолютных высот 2200–1400 м осложнены чтко выраженными нивальными карами и нивальными нишами, свидетельствующими о широком развитии на этих участках эмбрионального оледенения и крупных снежников… Нивальные кары и крупные нивальные ниши приурочены к уровням 2200–1800 м, а малые ниши (глубина почти вертикального забоя 6–20 м, длина забоя 20– 100 м, ширина днищ 10–40 м)… наблюдаются обычно ниже, однако ниже 1400–1350 м не встречаются, что явно не случайно» [Бутвиловский, Прехтель, 2000, с. 34].

Поверхности денудационного выравнивания, срезающие древнее складчатое основание, приурочены крупными фрагментами к осевым частям хребтов Коргонского и Холзун, и их отрогов (рис. 2.2). До сих пор большая часть вершинных поверхностей в данном районе Алтая сохраняет элементы поверхностей выравнивания [Алтае-Саянская.., 1969]. Однако эти поверхности в основном уничтожены неогенчетвертичными денудационными и эрозионными процессами.

Сохранившиеся же участки этого пенеплена в значительной степени переработаны и преобразованы древними и современными ледниковыми и криогенными процессами.

Ширина фрагментов выровненного рельефа изменяется от 0,5 до 5 км, образуя комплекс древнего пенеплена, включающего водораздельные поверхности и предельно выположенные верхние участки склонов. Углы наклонов этих поверхностей не превышают 7. На них повсеместно развита маломощная активно движущаяся толща десерпционных и солифлюкционных отложений. На участках значительного площадного развития древний рельеф этих поверхностей представлен реликтовой пологоувалистой равниной с широкими долинообразными понижениями.

В пределах разных по активности неотектонических блоков, сохранившиеся участки выровненного рельефа располагаются в интервале абсолютных высот от 1800 до 2350 м.

Плавного перехода среднегорных поверхностей выравнивания в высокогорные не наблюдается. Этот переход осуществляется по неотеконическим блокоразделяющим швам и на коротком расстоянии (1–2 км) происходит резкий скачок высоты поверхностей в сотни метров.

Мы полагаем, что выделение нескольких разновысотных и разновозрастных поверхностей выравнивания [Адаменко, 1976; Лоскутов, 2001, 2002] не только на данной территории, но и в пределах Горного Алтая в целом, вряд ли возможно.

Это бывшая единая пенепленезированная мел-палеогеновая поверхность, деформированная неотектоническими блоковыми движениями [Зятькова, 1977; Богачкин, 1981; Новиков, 2004]. По мнению О.А. Раковец [1968], это также единая, но доверхнеплиоценовая поверхность выравнивания, поднятая на различные высоты, видоизменнная ледниковыми и нивально-солифлюкционными процессами. Л.Н. Ивановский [1985] полагает, что в горах Алтая на разных высотах одновременно как бы вырабатывается несколько поверхностей выравнивания, а потому и нет основания принимать их за разновозрастные.

Формирование этого пенеплена, начавшееся в меловое время, продолжалось до позднего олигоцена, когда, в результате начавшихся неотектонических движений, территория стала воздыматься [Богачкин, 1981; Новиков, 2004; Чумаков, 1965]. Поэтому возраст денудационной поверхности выравнивания определяется как мел-палеогеновый.

Особенности распространения и строения, различных по генезису и возрасту аккумулятивных поверхностей и форм рельефа будут рассмотрены в следующей главе.

Геоморфологическое строение речных долин в значительной степени объясняется их положением в пределах одного или нескольких неотектонических блоков с разной интенсивностью вертикальных движений; полной или частичной приуроченностью к разрывным нарушениям, разделяющим блоки; простираниям геологических структур и их пересечениям; временем заложения и длительностью развития долин.

В пределах интенсивно поднятых Холзунско-Коксуйского и Тигирецко–Коргонского поднятий все долины имеют невыработанные продольные профили с крутым падением от м/км и более. Долины довольно узкие глубокие трогообразные с эрозионно–экзарационными склонами. Днища их зачехлены мощными толщами грубообломочных ледниковых и склоновых отложений. Интенсивная глубинная эрозия, преобладающая над боковой, способствует выносу материала и не создат условий для формирования аккумулятивных террас. Вс это крайне неблагоприятно для россыпеобразования в таких долинах даже при наличии богатых коренных источников [Кашменская, 1967].

При пересечении этими долинами отстающего в поднятии Коксинского блока характер их резко меняется. Аллювиальные золотоносные россыпи известные в долинах рек Карагай и Хайдун [Кривчиков, Матвеева, 1993] приурочены именно к стыку Коксуйско-Холзунского и Коксинского блоков. В пределах последнего уклоны долин выполаживаются, продольный профиль приближается к равновесному, а мощность аллювия к нормальной. Сами долины состоят из чередования спрямлнных и суженных участков, и разделяющих их котловинообразных расширений, приуроченных к глубоко врезанным в коренные породы меандрам. В этих расширенных до 2– 3 км участках долин русла рек свободно меандрируют и фуркируют.

Кроме того, по мнению В.В. Бутвиловского и Н. Прехтеля [2000], озрно-ледниковые отложения, вероятно, выполняют днища практически всех речных долин бассейна реки Коксы до абсолютных высот 1300–1400 м, обусловливая тем самым пологий продольный профиль большинства рек, аномально широкие днища долин и пологие подножия их склонов, остепннность аккумулятивных озрно-дельтовых накоплений на склонах южных экспозиций и их заболоченность на северных склонах. Наличие этих отложений установлено авторами данной книги практически во всех долинах и крупных логах до абсолютной высоты 1300 м.

На всм протяжении долины сохраняют чтко выраженный корытообразный поперечный профиль. Склоны долин южной и юго-восточной экспозиции сильно расчленены глубокими логами (рис. 2.3).

Во всех долинах хорошо развиты высокие поймы, а низкая пойма, представленная отдельными сегментами, находится в стадии формирования. Главная особенность – отсутствие во всех долинах бассейна Верхней Коксы аккумулятивных надпойменных террас, сложенных аллювием. В этих долинах по высоте (до 10 м) первой надпойменной террасе отвечают обширные субгоризонтальные и покатые поверхности, сложенные преиущественно селевыми отложениями.

В постледниковое время в речных долинах развита главным образом боковая эрозия и в значительно меньшей степени – глубинная.

Начало плейстоцена характеризуется резким усилением неотектонических блоковых движений, которые, по нашему мнению, сопровождались заложением долин I–II порядков, а также частичной перестройкой гидросети. По-видимому, в это время была брошена долина, до сих пор чтко выраженная в рельефе, залегающая параллельно долине Коксы, и приуроченная к стыку интенсивно поднимающегося ТигирецкоКоргонского блока и значительно отстающего в поднятии Коксинского блока. Эта сквозная долина протяжнностью более 20 км, пересекая водоразделы левых притоков Коксы, огибала в прошлом юго-восточное окончание Коргонского хребта и выходила в Абайскую котловину. Древний погребнный аллювий в ней пока не установлен, а е превышение над днищем долины реки Коксы составляет от 100 до 200 м.

Во время последнего (сартанского, поздневюрмского) оледенения и его деградации произошла последняя локальная перестройка гидросети. До этого времени верхний участок долины реки Карагай, ориентированный в северо-западном направлении, представлял собой самостоятельный водоток, впадавший справа в реку Хайдун. В результате ледниковой экзарации и интенсивной регрессивной эрозии река Карагай перехватила этот водоток, и он резко под прямым углом повернул на северо-восток, став верхним участком долины этой реки, и покинув нижний участок своей хорошо разработанной долины. Этот брошенный участок долины, оказавшийся сейчас на водоразделе, всего лишь на 25–30 м возвышается над днищем долины реки Хайдун.

Уже в голоцене завершилось формирование сквозного трога, соединившего верховья долин рек Хайдун на российской территории и Таловый Тургусун на территории Казахстана.

Днище этого трога возвышается на 60 м над днищем современной долины Хайдуна.

Неотектонические движения, приурочены к унаследованным и неотектоническим разломам субширотного, северозападного, северо-восточного и субмеридионального направлений, и носят дифференцированный характер. В результате этих движений территория разбита на блоки с разной интенсивностью вертикальных и горизонтальных движений, а ограничения этих блоков представляют собой взбросы, взбрососдвиги и взбросо-надвиги [Богачкин, 1981; Новиков, 2004;

Чумаков, 1965]. На данной территории выделяются Холзунско-Коксуйское и Тигирецко-Коргонское поднятия с амплитудой вертикальных неотектонических движений в 1500 м;

разделяющий их Коксинский блок относительного опускания с амплитудой не более 1000 м; Абайская впадина (грабен) с амплитудой 700 м [Богачкин, 1981].

В целом для неотектонических структур характерна унаследованность докайнозойского общего деформационного структурного плана и согласованности его отдельных структурных элементов. Эта унаследованность особенно хорошо подчркивается ориентировкой горных хребтов, их отрогов и речных долин. При этом разломы северо-западного простирания приобретали преимущественно правосдвиговую, северовосточного – левосдвиговую кинематику, а осложняющие более мелкие морфоструктуры (отдельные горсты, грабены, мелкие блоки) и контролирующие эти формы молодые неотектонические разломы возникали в процессе увеличения степени дифференцированности блоковых движений [Федак и др., 2008].

В Горном Алтае установлена тесная связь резкой активизации неотектонических движений и усиления сейсмичности с деградацией последнего оледенения, когда скорости этих движений составляли десятки сантиметров в год, а общая амплитуда вертикальных и горизонтальных перемещений составляет от 20 до 100 м [Бутвиловский, 1985, 1993].

В постледниковое время неотектонические подвижки продолжаются по разломам, что подтверждается их высокой сейсмической активностью, и наличием незначительных по площади и мощности, разрозненных травертиновых образований с повышенными содержаниями стронция (0,1 %), приуроченных к этим разломам, и впервые выявленных в этом районе А.И. Гусевым в 2006 году на склонах долины реки Карагай.

Ранее подобные травертиновые образования позднеплейстоценового и голоценового возраста, приуроченные к неотектонически активным разломам, были установлены лишь в Юго-Восточном (от 34 до 3,4 тыс. лет) [Бутвиловский, 1985, 1993; Бутвиловский, Орлова, 1994; Русанов, 1988] и СевероВосточном Алтае – 14825 ± 165 лет (СОАН-4004) и 9335 ± лет (СОАН-4005) [Русанов, 2000, 2007].

В пределах хребтов Холзун и Коргонский находится Чарышская эпицентральная зона, в которой известны три сильных землетрясения с магнитудой от 4,3 до 5,9, а их эпицентры приурочены к участкам сочленения различных блоков [Богачкин, 1981]. В целом данный район Алтая по сейсмичности оценивался ранее как шестибалльный [Сейсмическое районирование.., 1980]. Однако после Чуйского землетрясения г. сейсмичность района должна быть повышена, вероятно, не менее чем до восьми баллов по шкале MSK-64.

Зависимость рельефообразования от геологического строения, докайнозойских тектонических структур и неотектонических процессов проявляется в разной степени, но достаточно чтко. Тела эффузивных пород выражены вытянутыми хребтами и массивами с превышением над окружающим полем высот в сотни метров. Обширные площади, сложенные породами Теректинского метаморфического комплекса, наиболее густо и глубоко расчленены эрозией и ледниковой экзарацией. При этом петрографические разновидности пород разной денудационной устойчивости проявляются на уровне микро- и мезорельефа останцами морозного выветривания, уступами нагорных террас, стенками каров, структурноденудационными склонами.

Селективная денудация неоднородных по структуре и литологии толщ также находит сво отражение в микро- и мезорельефе, подчеркивая перегибами склонов, уступами, локальными повышениями и понижениями выходы разных пород, зоны дробления и рассланцевания. Дизъюнктивнопликативные каледонский и герцинский структурные этажи особых отличий в современном рельефе не имеют. Различия вершинного поля разных блоков задаются неотектоническими дифференцированными движениями, в результате которых оформились структурные склоны.

Современные экзогенные процессы в Абайской котловине и расширениях долин рек Коксы, Банной, Карагая являются антропогенно обусловленными. Здесь сплошная распашка днищ долин и пологих склонов, неумеренный выпас скота в районах населнных пунктов, активизируют эрозию почв, а интенсивность плоскостного смыва возрастает в несколько раз. В этих расширениях долин реки свободно меандрируют и фуркируют, интенсивно размывая высокую пойму, пролювиально-селевые образования и отложения ледникового комплекса, которые в излучинах меандр обваливаются крупными блоками, отступая со средней скоростью 2–2,6 м/год.

Осыпи и обвалы, как и чисто гравитационные, так и сейсмогеннобусловленные, распространены локально и приурочены к крутым эрозионно-экзарационным склонам долин, заложенным вдоль разломов, структурным склонам и стенкам ледниковых каров, образуя у их подножий небольшие по объму щебнисто-глыбовые шлейфы и конусы. Сходы свежих селевых грязекаменных потоков пока не установлены, но они наиболее вероятны в логах, имеющих крутое падение, перегруженных грубообломочным материалом, и врезанных в склоны южной экспозиции.

Весной, когда идет интенсивное снеготаяние, рушатся ветровые надувы и снежные карнизы, сходят мощные снежные лавины лоткового типа, способные сделать прочсы в лесу.

Лавиносбор их имеет вид веерообразно расширенного лога, узкий лоток хорошо выражен, а конус выноса часто отсутствует. Объм лавин может достигать 100 тыс. м3, а дальность их выброса в долину от подошвы склона не превышает 500– 800 м, но если учесть, что ширина многих долин не более 1– 1,5 км, а часто значительно меньше, то днище долины может полностью перекрываться лавинами [Горный Алтай, 1971;

Петкевич, 1971; Ревякин, Кравцова, 1977].

В гольцовой зоне широко развиты многолетняя мерзлота и современные криогенные процессы, под действием которых склоны и выровненные поверхности хребтов и массивов покрыты сплошным чехлом щебнисто-глыбовых курумов. В результате интенсивного проявления криогенной и термогенной десерпции, гравитации и солифлюкции курумы и каменные потоки движутся вниз по склонам со скоростью от 8– см/год [Останин, 2007; Рельеф Алтае-Саянской.., 1988] до 3– м/год [Чумаков, 1965], образуя характерную мелкобугристозападинно-ступенчатую поверхность. Здесь же формируются как отдельные, так и многоярусные нагорные террасы, и многочисленные скальные останцы морозного выветривания. На субгоризонтальных поверхностях повсеместно наблюдается криогенный микрорельеф – трещинно-полигональные грунты, пятна-медальоны, каменные кольца и многоугольники, которые на пологих склонах преобразуются в узкие вытянутые полосы. На пологих склонах (3–20) интенсивно развита солифлюкция, формирующая мелкие натечные языки и фестончатые терраски.

Проявление современных криогенных процессов имеет более широкий ареал, но если выше границы леса они формируют морфоскульптурные элементы в ландшафтах, особенности которых чтко коррелируют с направленностью латерального перемещения материала, то на остальной территории они могут проявляться в почвенном покрове, особенно в горно-тажных длительносезонномерзлотных почвах среднегорно-тажных комплексов [Самойлова, 2008а].

На позднеголоценовых конечно-моренных комплексах идет интенсивное протаивание блоков погребнного глетчерного льда и образование термокарстовых воронок глубиной до 10 м, и диаметром до 100 м с плоскими и слабо вогнутыми заболоченными днищами.

Небольшие висячие ледники на стенках каров хребта Холзун, количество которых ещ в семидесятые – восьмидесятые годы прошлого столетия достигало 38 общей площадью 2, км2 [Ревякин и др., 1979, 1987; Галахов, Мухаметов, 1999], к настоящему времени практически полностью растаяли, во всяком случае в бассейне реки Хайдун. Сейчас здесь сохраняются лишь многолетние снежники, мощность и площадь которых из года в год заметно сокращаются.

В заключение этого раздела – несколько слов о техногенных формах рельефа. В бассейне Верхней Коксы они представлены дорожными насыпями высотой до 3 м, врезками и выемками глубиной 1–7 м; небольшими карьерами глубиной от 2–4 до 10 м, длиной и шириной в первые десятки метров, расположенными у населнных пунктов, вдоль дорог, на днищах и у бортов речных долин; старыми силосными ямами глубиной 2 м, длиной 10 м и отвалами возле них высотой до м. На месторождениях и рудопроявлениях полезных ископаемых (верховья бассейна реки Хайдун) техногенные формы рельефа представлены буровыми площадками, зумпфами, шурфами, канавами и отвалами породы.

Кроме того, в Абайской котловине сооружена целая система осушительных и оросительных каналов. Здесь в 1962 г. в пойме рек Абай и Урмалык были проведены мелиоративные работы по осушению 260 гектаров заболоченных земель [Инишева и др., 2009].

История формирования рельефа.

Отложения позднепалеозойского, мезозойского и раннекайнозойского (доплейстоценового) возраста на изученной территории отсутствуют [Федак и др., 2008]. Потому восстановить раннюю историю развития рельефа весьма затруднительно. Можно лишь констатировать, что, начиная с карбона, развитие района шло в континентальных условиях. В докайнозойское время дважды (в перми и юре) на месте современного Алтая возникали горные сооружения [Новиков, 2004], которые в триасе и мел – палеогене были денудированы до уровня пенеплена с останцовыми массивами.

Формирование современного рельефа связывается с началом неотектонического этапа активизации в позднем олигоцене, когда в результате резкого усиления восходящих движений район был вовлечен в общее сводовое поднятие Алтая [Богачкин, 1981; Новиков, 2004; Чумаков, 1965 и др.]. В это время под влиянием усилившейся денудации началось формирование структурно-денудационных склонов.

В миоцене воздымающийся цокольный пенеплен стал расчленяться денудационно-эрозионными процессами. В это время, вероятно, произошло и заложение всех основных долин. К концу миоцена район представлял собой среднегорную платообразную ступень пологих поднятий [Богачкин, 1981].

В конце миоцена – плиоцене произошло заложение неотектонических разрывных нарушений [Богачкин, 1981; Чумаков, 1965], в результате чего территория оказалась разбитой на блоки, и общее поднятие сменилось дифференцированными блоковыми движениями разной интенсивности. В это же время вдоль субширотного разлома заложилась грабенообразная структура Абайской впадины [Шмидт, 1972; Богачкин, 1981;

Новиков, 2004].

В позднем плиоцене – эоплейстоцене произошло значительное похолодание климата. В это время неотектоническое воздымание ослабевает. Начинают доминировать денудационные процессы. Идет выполаживание склонов, аградация и расширение речных долин, особенно в пределах Коксинского блока, устойчиво отстающего в поднятии. Рельеф района приобретает облик денудационно-эрозионного среднегорья с останцовыми крутосклонными водораздельными поверхностями.

Начало плейстоцена сопровождается резким усилением неотектонических блоковых движений, которые сопровождались заложением долин I порядка, а также частичной перестройкой гидросети. По-видимому, в это время была брошена долина, до сих пор чтко выраженная в рельефе, шедшая параллельно долине Коксы, и приуроченная к стыку интенсивно поднимающегося Тигирецко-Коргонского блока и значительно отстающего в поднятии Коксинского блока. Эта долина огибала юго-восточное окончание Коргонского хребта и выходила в Абайскую впадину.

На протяжении плейстоцена неотектонические блоковые движения то усиливались, то ослабевали. В это же время происходили и неоднократные резкие колебания климата. Похолодания приводили к развитию оледенений, потепления – к их деградации. В максимум последнего (сартанского или поздневюрмского) оледенения все долины были заняты ледниками мощностью более 300 м. Выровненные поверхности хребтов и водоразделов были также покрыты ледниками плоских вершин и ледниками скандинавского типа. Такие ледники, как было показано выше, при деградации практически не оставляют следов ледниковой экзарации и аккумуляции.

В максимум и первые посткульминационные стадии последнего оледенения, очевидно, преимущественно покровного типа, выводные и вновь образованные долинные ледники продолжали интенсивную геологическую работу. Они были энергичны, а многие из них через сниженные водоразделы переваливали в соседние долины.

Уже на первых стадиях распада Алтайского ледникового покрова Абайскую котловину, долину Коксы и низовья долин е притоков до абсолютной высоты не менее 1300 м занимало ледниково-подпрудное озеро. После окончательного спуска этого водома в самом конце позднего плейстоцена отложения ледникового комплекса в значительной степени были переработаны мощными временными водотоками и перекрыты пролювиально-селевыми толщами. В рельефе и отложениях следы более ранних ледниковых эпох плейстоцена пока не обнаружены. Они либо уничтожены экзарацией и эрозией во время последнего оледенения и его деградации, либо находятся в погребнном состоянии и на дневную поверхность не выходят.

Во время последнего оледенения и его деградации произошла и последняя локальная перестройка гидросети. До этого времени верхний участок реки Карагай, ориентированный в северо-западном направлении, представлял собой самостоятельный водоток, впадавший справа в реку Хайдун. В результате ледниковой экзарации и интенсивной регрессивной эрозии река Карагай перехватила этот водоток, и он резко под прямым углом повернул на северо-восток, став верхним участком этой реки, и покинув нижний участок своей хорошо разработанной долины, который возвышается всего лишь на 25–30 м над днищем долины реки Хайдун.

Направленность общего хода неотектонических движений на данной территории – дифференцированное воздымание блоковых структур относительно друг друга, что свойственно и современной эпохе. Не исключена и вероятность того, что в более ранние эпохи плейстоцена, общая абсолютная высота гор могла превышать современную.

В голоцене продолжалось стадиальное (возвратнопоступательное) сокращение горно-долинных ледников до полного их исчезновения. В результате в верховьях долин остались чтко выраженные конечно-моренные комплексы и осушнные котловины ледниково- и моренно-подпрудных озер. В это время завершилось формирование сквозного трога, соединившего верховья долин рек Хайдун и Таловый Тургусун на территории Казахстана.

В настоящее время здесь идет дальнейшее преобразование рельефа – физическое выветривание, эрозия и склоновая денудация, гравитационное и сейсмогенное осыпание и обваливание, солифлюкция, мерзлотный крип, делювиальный смыв и др. Все эти экзогенные процессы активизировались в позднем голоцене и современную эпоху, причм некоторые из них не без активного вмешательства человека.

ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ

БАССЕЙНА ВЕРХНЕЙ КОКСЫ

Тем не менее, несмотря на хорошую доступность района, возраст этих отложений, стратиграфия, вещественный состав (литология, минералогия, геохимия), генетическая и фациальная принадлежность, особенности пространственного размещения и взаимоотношения, до настоящего времени остаются практически не изученными. Даже на новейшей Карте четвертичных образований России масштаба 1:5000000 [2001] в бассейне верхнего течения реки Коксы доминируют нерасчленнные четвертичные криогенно-гравитационные (десерпционные, солифлюкционные, коллювиальные) отложения.

Полностью отсутствуют на этой карте отложения ледникового комплекса, а в Абайской котловине, долинах Коксы и е притоков на ней показаны лишь верхнеплейстоценовые делювиально-пролювиальные образования.

Основные генетические типы рыхлых четвертичных образований, достоверно установленные нами, и выходящие на дневную поверхность, представлены ледниковыми, флювиогляциальными, озрно-ледниковыми, пролювиальными и селевыми, десерпционными, солифлюкционными, коллювиальноделювиальными, коллювиальными, аллювиальными, озрными и болотными отложениями позднеплейстоценового, позднеплейстоцен–голоценового и голоценового возраста [Русанов, 2009 г; Федак и др., 2008].

К сожалению, для непосредственного изучения доступна лишь верхняя часть разрезов некоторых генетических типов этих отложений, вскрытых в немногочисленных небольших карьерах, дорожных врезках и береговых обнажениях.

В Абайской впадине и котловинообразных расширениях долин рек Кокса, Банная, Карагай, Хайдун и других в погребнном состоянии могут находиться более полные разрезы отложений четвертичной системы и, возможно, даже плиоцена. Однако специальное картировочное бурение скважин с целью изучения рыхлых отложений здесь никогда не проводилось, а в социально-экономических условиях современной России оно вряд-ли реально в ближайшие годы и даже десятилетия.

Имеющиеся описания разрезов, вскрытых отдельными гидрогеологическими скважинами в Абайской котловине, крайне схематичны и носят формальный характер, что не позволяет в полном объме использовать их для стратиграфического и генетического расчленения рыхлых образований. А потому ниже мы рассматриваем их как нерасчленнные полигенетические четвертичные отложения.

3.1. Нерасчлененные полигенетические В Абайской котловине в селе Амур мощность нерасчленнных четвертичных отложений, вскрытых гидрогеологической скважиной, превышает 101 м [Богачкин, 1981]. И Абайская котловина, и Уймонская, расположенная за пределами рассматриваемой территории, представляют собой молодые грабены, заложившиеся в позднем плиоцене [Новиков, 2004], и приуроченные к зоне новейшего Южно-Теректинского разлома, являющегося ветвью Чарышско-Теректинского глубинного разлома [Богачкин, 1981; Шмидт, 1972а, 1972б].

В Уймонской котловине мощность нерасчленнных четвертичных отложений, вскрытых скважинами, превышает м [Богачкин, 1981], а под ними залегают красноцветные карбонатные монтмориллонит-гидрослюдистые глины плиоценового возраста, мощность которых, по данным бурения 50– 80 м, однако подошва их не вскрыта [Шмидт, 1972б]. Дислоцированные выходы на дневную поверхность неогеновых красноцветных глин мощностью 8–10 м с прослоями светлобурых щебнистых суглинков известны вдоль северного склона этой котловины у западной окраины села Кастахта и севернее села Баштала [Шмидт, 1964]. Однако на рассматриваемой нами территории в Абайской котловине образования плиоцена пока достоверно не установлены.

По мнению Б.М. Богачкина [1981], Абайская котловина на протяжении всего плейстоцена никогда не подвергалась оледенениям, а потому в ней широким развитием пользуются лишь накопления озрно-аллювиального, озрнопролювиального, аллювиального, аллювиальнопролювиального и делювиально-пролювиального генезиса.

По мнению В.В. Бутвиловского и Н. Прехтеля [2000], обширные аккумулятивные комплексы отложений в Абайской котловине накапливались в течение всей четвертичной истории, причм доля собственно илистых озрных осадков в них невелика. Основной объм принадлежит мелководным и прибрежным песчано-гравийным, галечно-гравийным аллювиально-пролювиальным и илисто-щебнистым делювиальным осадкам, быстро отлагавшимся вблизи неоднократно возникавшей и мигрировавшей по латерали береговой линии водома.

По данным Б.М. Богачкина [1981], общее представление о литологическом составе четвертичных отложений, выполняющих Абайскую котловину, может дать разрез по гидрогеологической скважине в селе Амур, пробуренной Вторым гидрогеологическим управлением (сверху вниз):

1) суглинки чрно-бурые, средние, комковатые, неслоистые, гумусированные………………………………………………………………… ………0,8 м;

2) суглинки тмно-жлтые, легкие, опесчаненные, с единичными включениями мелкой гальки и гравия и линзами песка серо-бурого, среднезернистого, ожелезннного……………………………………………………….2 м;

3) гравийно-дресвяный материал серого цвета с включениями уплощенной среднеокатанной гальки и линзами песка серого, мелко- и среднезернистого. Заполнитель – супесь лгкая и песок серый мелкозернистый……17,6 м;

4) галечники серые, хорошо и среднеокатанные, с примесью гравия и единичными включениями мелких валунов. Заполнитель – супесь лгкая (10– %)………………………………………………………………… …...14,1 м;

5) гравийники серые с примесью мелкой плохо и среднеокатанной гальки и супесчаным заполнителем (до 40 %). Прослои песка серого, среднезернистого, мощностью 10–15 см.

Единичные включения мелких валунов………………………………………………………………… ……..51,6 м;

6) гравийники серые с примесью мелкой, слабо окатанной гальки и прослоями (10–15 см) песка серого, среднезернистого. Заполнитель (до 50 %) – супесь буро-жлтая, средняя, с пятнами ожелезнения……………..14,1 м;

7) галечники серые, мелкие, средне окатанные, с примесью гравия. Заполнитель (около 50 %) - песок серый, средне- и крупнозернистый………..1 м.

Скважина остановлена на глубине 101,2 м и из четвертичных образований не вышла.

Какие-либо палеонтологические остатки в этих отложениях не обнаружены. Не охарактеризованы они и палинологически. Поэтому об их возрасте можно судить лишь весьма условно. Можно с большой долей вероятности предположить, что суглинки слоя 2 являются озрно-ледниковыми образованиями времени последнего (поздневюрмского) оледенения.

Залегающие ниже гравийники и галечники относятся к образованиям флювиального ряда. Однако конкретные генетические типы их определить практически невозможно.

Б.М. Богачкин [1981] считает, что «большую часть их следует относить к среднему плейстоцену, потому что эпоха максимального оледенения отличалась наиболее интенсивным развитием экзогенных процессов не только в ледниковой, но и во внеледниковой зоне Горного Алтая» (с. 72). По мнению О.А. Раковец [1968], наиболее значительное развитие процессов аккумуляции на данной территории также следует отнести к среднечетвертичному времени.

Вверх по Абайской котловине в 8 км северо-западнее села Абай у е правого борта северо-восточной экспозиции мощность нерасчленнных четвертичных отложений составляет около 34,5 м. В 1966 г. они были вскрыты гидрогеологической скважиной [Подземные воды.., 1973], и представлены (сверху вниз):

%

%

%)…………..……….....….4,15 м;

4) щебень с песчаным заполнителем до 30– %

%)………..…………………..…….………..2,2 м;

%

%

Ниже вскрыты трещиноватые затронутые выветриванием метаморфизованные сланцы палеозойского фундамента. Сказать что-либо определнное о возрасте и генезисе четвертичных отложений вскрытых этой скважиной весьма затруднительно. Возможно, слои 1 и 2 могут иметь озрно-ледниковый генезис.

В низовьях долины речки Талда (левый приток реки Абай) у е выхода в Абайскую котловину гидрогеологической скважиной в 1964 г. вскрыт неполный разрез нерасчленнных четвертичных отложений мощностью 70 м [Подземные воды.., 1973], представленный (сверху вниз):

1) глины жлтые с включением щебня и мелких валунов……….....…..15 м;

2) обломки сланцев и песчаников в глинистом заполнителе…................5 м;

3) крупные обломки окварцованных песчаников и сланцев…….……..36 м;

%

Скважина не вышла из четвертичных отложений.

Отложения, вскрытые этой скважиной, по нашему мнению, весьма условно могут быть расчленены следующим образом.

Слой 1 – пролювиально-делювиальные образования позднеплейстоцен–голоценового возраста, но скорее всего, мы полагаем, что это озрно-ледниковые отложения конца позднего плейстоцена, синхронные последнему оледенению. Слои 2 и – по-видимому, флювиальные и ледниковые отложения не детальнее, чем средне–позднеплейстоценового возраста. Слои 4, 5 и 6 по положению в разрезе и литологии предварительно могут быть сопоставлены с нижнеплейстоценовыми пролювиальными и аллювиально-пролювиальными буроцветными отложениями башкаусской свиты юго-востока Горного Алтая.

3.2. Верхнеплейстоценовые отложения На палеогляциологических схемах Горного Алтая, составленных разными авторами в разные годы, Абайская котловина и бассейн верхнего течения реки Кокса выглядят поразному. На этих схемах в среднем либо в позднем плейстоцене здесь показано то незначительное горно-долинное оледенение, то небольшие изолированные массивы островного оледенения, то полупокровное, то покровное оледенение, либо покровное оледенение лишь в пределах хребтов Холзун и Коргонский [Гранэ, 1915; Раковец, Шмидт, 1963; Атлас Алтайского края, 1978; Богачкин, 1981; Окишев, 1982; Решения.., 1983; Борисов, 1984; Бутвиловский, 1993; Рудой, 1995а;

Бутвиловский, Прехтель, 2000]. Более подробно эти схемы мы рассмотрим ниже в четвертой главе.

На многих из этих схем бассейн Абайской котловины никогда не подвергался оледенению [Богачкин, 1981; Окишев, 1982; Раковец, Шмидт, 1963]. Причм на данной территории наличие ледниковых отложений среднего и позднего плейстоцена, или только позднего плейстоцена отмечалось и картировалось отдельными фрагментами в карах, цирках и верховьях долин лишь на северо-восточном макросклоне хребта Холзун [Геологическая карта… 1961; Раковец, Шмидт, 1963;

Окишев, 1982]. По мнению П.А. Окишева [1982], позднеплейстоценовые ледники в этих долинах были длиной не более 10–15 км и оканчивались на абсолютной высоте 1400–1500 м.

В среднем же плейстоцене они спускались до долины реки Коксы, где сливались с Коксинским ледником, который оканчивался выше устья реки Банной [Окишев, 1987, рис. 1]. Такой разнобой во взглядах объясняется, прежде всего, отсутствием конечно-моренных комплексов в Абайской котловине, долине Коксы, в нижнем и среднем течении долин е притоков на абсолютных высотах ниже 1700–1400 м.

Однако наибольший интерес представляют периферийные площади оледенения, так как там даже единичные находки моренных отложений имеют большое значение для палеогляциологических реконструкций [Бутвиловский, 1993].

По нашим данным [Галахов, Русанов, 2008; Рудой, Русанов и др. 2008, 2009; Русанов, 2008, 2009, 2009г; Русанов, Рудой, 2008], в бассейне Верхней Коксы, в том числе и в Абайской котловине, образования позднеплейстоценового (сартанского, поздневюрмского) ледникового комплекса, сохранившиеся крупными фрагментами, представлены ледниковыми, флювиогляциальными и озрно-ледниковыми отложениями.

В 2006 г. они впервые установлены нами практически во всех долинах и на многих уплощнных водоразделах в интервале абсолютных высот 1100–1700 м и даже до 2000 м, а также в Абайской котловине, где полностью выполняют е днище. Заполнял ледник в пределах рассматриваемой территории и долину реки Кокса. Об этом свидетельствуют фрагментарно сохранившаяся ледниковая штриховка, эрратические валуны и гальки на склонах и вершинах останцов палеозойских пород обтекаемой формы высотой 40–80 м в долине Коксы (район села Банного и выше устья реки Улужай). Однако для непосредственного изучения доступна лишь верхняя часть этих отложений в стенках редких карьеров и отдельных береговых обнажениях.

Ниже более подробно рассмотрим образования этого комплекса, изученные в естественных обнажениях и карьерах.

Ледниковые отложения. В 0,7 км ниже села Сугаш у выхода долины реки Сугаш а Абайскую котловину на абсолютной высоте 1140 м к левому борту прислонена толща основной морены с полого наклонной поверхностью и крутым уступом, вскрытая карьером (рис. 3.1.) на глубину до 10 м (N – 503317.0; E – 845754.0).

Рис. 3.1. Дресвяно-щебнисто-супесчаная слоеватая основная морена. Фрагмент стенки карьера ниже села Сугаш.

Сложена она дресвяно-щебнистыми обломками с многочисленными мелкими (до 0,4 м) глыбами, в плотном песчаноалевритовом заполнителе желтоватого цвета. В морене выражена параллельная слоеватость, и линзы желтоватых озрных песчанистых глин и глинисто-алевритовых мелкозернистых песков, мощностью от 5 см до одного метра и протяжнностью от 2 м до первых десятков метров. Обломки представлены преимущественно зелносланцевыми породами Теректинского метаморфического комплекса, а их ориентировка свидетельствует о движении льда вниз по долинам рек Сугаш и Абай.

На глубине около 10 м в основании вскрытой ледниковой толщи нами были обнаружены правый астрагал бизона (Bison priscus Boj.) и фрагмент бедренной кости шерстистого носорога (Coelodonta antiquitatis Blum.), возраст которых, по определению А.В. Шпанского, датируется поздним плейстоценом.

При этом А.В. Шпанский не исключает, что по степени фоссилизации кость носорога может быть отнесена к казанцевскому времени позднего плейстоцена и, следовательно, являться переотложенной.

В пяти километрах ниже по долине в центре Абайской котловины (N – 503034.6; E – 845855.3) на левом берегу реки Абай (абсолютная высота 1110 м) в обнажении высотой 5– м, и расположенном поблизости старом карьере, вскрыта верхняя часть разреза основной морены. Эти отложения представлены дресвяно-щебнистым и плохо окатанным гравийногалечным материалом в плотном желтовато-белсом песчаноалевритовом заполнителе с большим количеством мелких глыб и плохо окатанных мелких валунов, а также с редкими, но хорошо окатанными шарообразными гальками кварца диаметром до 5 см. Обломки длинными осями ориентированы преимущественно по направлению долины. В этой толще намечается слабо выраженная слоеватость, подчркиваемая тонкими (от 2 до 20 см) линзами песка и гравийных галечников протяжнностью в первые метры.

В верхах этого обнажения до глубины 1,5–3 м наблюдаются многочисленные гляциоотторженцы, представляющие собой линзы мощностью от 0,4 до 1,5 м и протяжнностью до м, сложенные тонкослоистыми желтовато-белсыми глинистыми алевритами, содержащие многочисленный хаотично залегающий обломочный материал (см. рис. 3.2.).

По простиранию концы этих линз резко срезаются, нередко со смещениями. Вся видимая толща морены вместе с линзами-отторженцами смята в пологие складки – гляциодинамические дислокации (см. рис. 3.3.).

Структурно-текстурные особенности отложений, вскрытых в этом обнажении, характерны для основной (базальной) морены – деформированный тилл наслаивания [Каплянская, Тарноградский, 1993].

В этой морене на глубине 5 м были обнаружены верхний зуб лошади (Equus sp.) и крупный фрагмент черепа бизона (Bison priscus Boj.), возраст которых, по заключению А.В.

Шпанского, датируется поздним плейстоценом. Радиоуглеродный возраст этого черепа определн Л.А. Орловой в ± 345 лет (СОАН-6612).

Рис. 3.2. Фрагмент обнажения основной морены на левом берегу реки Абай. (Фото Г.Г. Русанова) Отложения основной морены, но без гляциодислокаций, вскрыты карьером до глубины 4 м на Карагайском перевале (абсолютная высота 1664 м). Высота его над долиной реки Кокса (в районе устья р. Карагай) 554 м, а над долиной реки Хайдун (в районе устья ручья Тюрельде) 317 м. В этой морене встречаются редкие мелкие (до 0,3 м) хорошо окатанные эрратические валуны риолитов из верховий долины реки Хайдун. Это указывает на то, что часть Хайдунского ледника, проникая вверх по долине ручья Тюрельде, перетекала через этот перевал в долину реки Карагай. На склонах перевала часто встречаются крупные (до 1 м) глыбы. Эти глыбы по своей форме представляют собой типичные ледогранники [Гляциологический словарь, 1984] – имеют притуплнные ребра и сглаженные углы, придающие им слабо окатанный облик, а иногда и отдельные штрихованные фасеты. Некоторые из них имеют выраженную утюгообразную форму.

Полная мощность этих ледниковых отложений на данной территории пока не установлена, но, вероятно, она не менее 50 м.

Возраст рассматриваемых ледниковых образований, по наличию в них остатков ископаемой фауны крупных млекопитающих мамонтового фаунистического комплекса, определяется поздним плейстоценом, а их радиоуглеродный возраст в Абайской котловине отражает максимум последнего (сартанского, поздневюрмского) оледенения.

Таким образом, пространственное и стратиграфическое положение ледниковых отложений, их вещественный состав и хронологическая привязка свидетельствуют о том, что, по крайней мере, в максимум последнего оледенения бассейн Верхней Коксы был полностью занят льдом. Толщина льда в долинах могла превышать 300 м, в результате чего местами лд даже перетекал через водоразделы в соседние долины. А уплощнные выровненные водоразделы покрывали малоподвижные ледово-фирновые поля. Льдом была заполнена и Абайская котловина до абсолютной отметки не менее 1100 м [Рудой, Русанов и др., 2008, 2009].

Этот вывод подтверждается и данными по смежной УстьКанской котловине, где в последние годы примерно на тех же абсолютных высотах (менее 1100 м), что и в Абайской котловине, установлены ледниковые отложения. Они представлены основной (донной, базальной) мореной и относятся в целом или к позднему плейстоцену [Галахов, 2004], или к первому позднеплейстоценовому (ермаковскому, ранневюрмскому) оледенению [Зольников и др., 2007, 2008; Постнов и др., 2006].

Кроме того, за пределами рассматриваемой территории, в осевых частях и речных долинах Коргонского и Бащелакского хребтов до абсолютной высоты 1200 м также повсеместно выделены и закартированы лишь отложения последнего (поздневюрмского, сартанского) оледенения [Государственная геологическая.., 2001].

Флювиогляциальные отложения эпохи последнего оледенения установлены нами в Абайской котловине, в низовьях долины реки Банной у е выхода в долину Коксы, а также в долине реки Кокса, где они перекрыты толщей голоценового пойменного аллювия [Галахов, Русанов, 2008; Рудой, Русанов и др., 2008, 2009: Русанов, 2008, 2009; 2009; Русанов, Рудой, 2008].

В Абайской котловине флювиогляциальные отложения фациально замещают основную морену. Здесь они не полностью вскрыты карьером на глубину до 10 м близ левого борта на абсолютной высоте 1120 м у поворота дороги на село Карагай (см. рис. 1.2). Эти отложения представлены (см. рис. 3.4) преимущественно средне окатанным мелковалунно-гравийногалечниковым материалом с суглинистым разнозернистым песком в заполнителе. Обломки изометричной и удлиннной формы, а их укладка типично водная черепитчатая. Петрографический состав валунов, галек и гравия довольно пстрый, но доминируют обломки зелносланцевых пород Теректинского метаморфического комплекса. Отложения довольно рыхлые и сыпучие. В верхней части разреза они светло-серого цвета, а в нижней – желтоватого цвета. В них чтко выражена субгоризонтальная параллельная довольно тонкая (0,1–0,5 м) слоистость. Вниз по долине на протяжении нескольких километров они постепенно замещаются озрно-ледниковыми отложениями.

Рис. 3.3. Фрагмент обнажения основной морены с гляциодинамическими дислокациями. (Фото Г.Г. Русанова) В котловинообразном расширении низовьев долины реки Банной е плоское днище представляет собой горнокотловинный зандр, видимой мощностью до 4 м, сложенный хорошо и средне окатанными гравийными галечниками с примесью мелких валунов, и разнозернистым песком в заполнителе.

Весь обломочный материал преимущественно уплощнной и удлиннной формы. В образования этого зандра вложены пойменные отложения рек Банной и Коксы. На левом берегу реки Коксы в 3 км к северу от села Банного под маломощным пойменным аллювием карьером на глубину до 2 м вскрыты флювиогляциальные средне и хорошо окатанные галечники очень пстрого петрографического состава, с многочисленными мелкими хорошо окатанными валунами, с гравием и разнозернистым песком в заполнителе. Эти отложения очень рыхлые, сыпучие и довольно пустотелые, с выраженной горизонтальной параллельной слоистостью. Тонкообломочная фракция в них практически полностью отсутствует.

Рис. 3.4. Фрагмент верхней части стенки карьера, вскрывшего флювиогляциальные отложения Фото Г.Г. Русанова) На левом берегу реки Коксы в 1,4 км ниже устья ручья Сузар (N – 502520.1; E – 845104.8, абсолютная высота м) в обнажении под толщей голоценового пойменного аллювия вскрыта размытая кровля подобных флювиогляциальных галечников. В этих галечниках нами были обнаружены нижняя часть большой берцовой кости благородного оленя (Cervus elaphus L.), крупные фрагменты левой верхней челюсти бизона (Bison priscus Boj.) с зубами Р3–М1, и крупный фрагмент правой верхней челюсти гигантского оленя (Megaloceros giganteus Blum.) с зубами М2-3, возраст которых, по определению А.В. Шпанского, датируется поздним плейстоценом.

Это первая находка гигантского оленя в Горном Алтае.

Радиоуглеродный возраст одного из этих фрагментов челюсти бизона определен Л.А. Орловой в 12090 ± 120 лет (СОАН-6615).

Таким образом, возраст флювиогляциальных отложений в бассейне Верхней Коксы и Абайской котловине отвечает эпохе деградации последнего (сартанского, поздневюрмского) оледенения. На этапе деградации оледенения Абайскую котловину и долину Верхней Коксы занимало ледниковоподпрудное озеро, которое, вероятно, периодически прорывалось, и у края отступающих ледников, до этого контактировавших с водомом, формировались флювиогляциальные зандры [Рудой, Русанов и др., 2008].

Озрно-ледниковые отложения. На палеогляциологических схемах одних авторов [Раковец, Шмидт, 1963; Рудой, 1995а] крупное ледниково-подпрудное озеро занимало Абайскую котловину, долину Коксы до устья реки Карагай и низовье долины последней. На схемах других авторов [Бутвиловский, 1993; Бутвиловский, Прехтель, 2000] это озеро занимало бассейны Абайской котловины и Коксы до абсолютной высоты 1390 м. По данным Л.В. и И.Л. Байлагасовых [2008], максимальный уровень этого озера прослеживается до абсолютных отметок 1270–1280 м в районе сл Амур, Банное, Соузар, Карагай и Сугаш. На схемах третьих авторов [Богачкин, 1981;

Борисов, 1984; Окишев, 1982] ледниково-подпрудного озера в этом районе никогда не было.

В 2006 г. в Абайской котловине, долине реки Коксы, а также в крупных логах и низовьях долин е притоков, сохранившиеся озрно-ледниковые отложения, установлены нами до абсолютной высоты 1300 м [Галахов, Русанов, 2008; Рудой, Русанов и др., 2008, 2009; Русанов, 2008, 2009, 2009г; Русанов, Рудой, 2008].

Обнаружены они и в полуизолированных котловинообразных понижениях на абсолютных высотах 1140 м, 1240 м и 1520 м в верховьях речек Сузар, Булукту, Коксочка и Тюрельде, где на заключительных этапах деградации последнего оледенения существовали самостоятельные ледниково- и моренно-подпрудные озра.

В Абайской котловине у нижней окраины села Абай (N – 502516.6; E – 850511.8, абсолютная высота 1080 м) подобные озрно-ледниковые отложения вскрыты карьером на глубину до 6,6 м. В этом разрезе в их составе выделяются три пачки.

Верхняя пачка мощностью 3 м – массивногоризонтальнослоистые плотные желтоватые мелкозернистые слабо глинистые полимиктовые пески с включениями хаотично залегающих щебнистых обломков базальтов с ближайшего склона котловины, с редкими тонкими (3–5 см) линзовидными прослоями, насыщенными дресвой и щебнем тех же базальтов.

Средняя пачка мощностью 0,6 м – глина тонкопесчанистая плотная, насыщенная дресвой и щебнем базальтов.

Нижняя пачка видимой мощностью 3 м – желтоватые алевритистые глины тонкогоризонтальнослоистые с включениями щебнистых обломков базальтов.

Между селом Абай и устьем долины речки Талда редкие ручьи – левые притоки реки Абай – на днище котловины врезаны на глубину до 3–4 м в толщу озрно-ледниковых тонкопесчано-алевритовых глин желтовато-белого цвета.

По нашему мнению, озрно-ледниковые отложения Абайской котловины соответствуют слою 2, а, возможно, и слою 3, вскрытым гидрогеологической скважиной в селе Амур [Богачкин, 1981]. В.В. Бутвиловский и Н. Прехтель [2000] также отмечают здесь наличие этих отложений. По их данным, в долине реки Сугаш и Абайской котловине озрно-ледниковые илы и суглинки маломощны (до 1–2 м), фрагментарны, перекрываются и подстилаются щебнисто-галечными пролювиально-аллювиальными осадками с супесчано-суглинистым цементом.

Между слами Абай и Амур озерно-ледниковые отложения с глубоким размывом перекрыты толщей селевых отложений, в которых обнаружена нижняя челюсть молодой лошади, датируемая, по определению А.В. Шпанского, концом позднего плейстоцена – началом голоцена, а е радиоуглеродный возраст определн Л.А. Орловой в 11920 ± 210 лет (СОАН-6613).