Поиск по базе сайта:
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 icon

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




НазваРоль оледенений и гляциальных суперпаводков в геологическом строении осадочных комплексов верхней половины неоплейстоцена горного алтая и предалтайской равнины 25. 00. 01 общая и региональная геология
Сторінка2/3
ЗОЛЬНИКОВ Иван Дмитриевич
Дата конвертації05.01.2013
Розмір0.57 Mb.
ТипАвтореферат
1   2   3
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.).

Д
8
ля 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


9

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)

Р
10
айон 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).

У
11
становлено, 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

Д
12
лина 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.

О
13
дним 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


14

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

Ц
15
иклит 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).

С
16
тратиграфически 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.

Р
17
условые 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
18
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

С
19
реднекатунским 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

О
20
дним 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.

Н
21
абор 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

М
22
айминский 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.

23



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.


1   2   3



Схожі:




База даних захищена авторським правом ©lib.exdat.com
При копіюванні матеріалу обов'язкове зазначення активного посилання відкритою для індексації.
звернутися до адміністрації