МОРФОСТРАТИГРАФИЯ И МОРФОТЕКТОНИКА ГОР И ПРЕДГОРИЙ ЮГА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ

В.В. Бутвиловский

Лейбниц-Институт полимерных исследований, г. Дрезден, Германия

В традиционном представлении макрорельеф региона состоит из эрозионно-денудационных низкогорий и среднегорий (350-2300 м), обрамленных предгорными холмисто-увалистыми равнинами (120-250 м), и из высоко поднятых экзарационно-денудационных высокогорий (от 1800 до 4500 м), разделенных разновысотными межгорными котловинами (400-2200 м). Он отражает блоковые неоднородности земной коры и их тектонические движения. Более точно и детально история континентального геологического развития территории познается через структуру рельефа и через свойства составляющих ее элементов. Представления об этой структуре и создавших ее тектонических движениях весьма различны [1, 2, 5, 8, 10, 12, 13, 14, и др.], причиной чего являются различные методологические подходы к решению этой задачи.

Структура рельефа (морфоструктура) есть объективная реальность – следовательно правильной ее интерпретацией, что касается амплитуд и возрастной последовательности создавших ее тектонических движений и денудационной трансформации, может быть только одна. Все другие — неправильны. Такова логика науки. Неправильные интерпретации следуют из неправильного выявления морфоструктуры как таковой. Необходимо напомнить, что правильное решение задачи обуславливается применением объективного и правильного метода ее решения.

Как и в геологии, таким методом может быть прежде всего картирование территории, основанное на формально строгой теории и методологии геоморфологии, на законах образования и развития элементов рельефа и на принципах выявления пространственно-временной (морфостратиграфической) последовательности этих элементов [3, 4, 5, 6]. Соответственно уточнённой теории геоморфологии, исходным хронологическим и генетическим элементом рельефа является склон (геофацетта). С помощью топографической основы и данных полевых геолого-геоморфологических исследований определяются формы, размеры, типы границ и, в итоге, генезис склонов (денудационно-дизъюнктивные / седиментационные) через их геометрические соотношения с текстурами и типами горных пород [3, 6]. Синхронные склоны объединяются затем в склоновые комплексы – отдельно в денудационно-дизъюнктивном (ДР) и в седиментационном (СР) рельефе (рис. 1). Эти комплексы образуют местные морфостратиграфические подразделения. Для классификации общих и местных морфостратиграфических подразделений был использован подход, принятый в геологии [6].

Объединение элементов рельефа в денудационные склоновые пояса (ярусы, уровни и др.) и в седиментационные морфокомплексы (формации, фации) позволяет достаточно объективно выявлять морфоструктуру и морфостратиграфию рельефа, а также его дизъюнктивно-пликативные деформации  (морфотектонику) [5, 6]. Метод установления этих деформаций заключается в прослеживании первично субгоризонтальных уровней или слоев и в определении величины и формы отклонения их от субгоризонтального положения, а также смещения их частей относительно друг друга. 

Следуя этим теоретическим разработкам и созданной на их базе методологии и методике [3, 5, 9] и был закартирован рельеф Горного Алтая, Салаира и Кузнецкого Алатау (масштаб 1:500 000, на опорных участках — 1:200 000 и 1:50 000). Результаты этой работы представляют геоморфологические карты нового типа [5, 9], позволяющие объективно оценить структуру и историю развития рельефа региона. В пределах Чулымо-Енисейской впадины, Кузнецкой котловины, Салаира и Кузнецкого Алатау выделено от 3 до 7 склоновых поясов (рис. 2, табл. 1), а в Горном Алтае – до 10  (6 крутых и 4 пологих) (табл. 2). Амплитуда превышений каждого пояса и наклон составляющих его склонов свидетельствуют об интенсивности вертикальных тектонических движений и длительности денудационной трансформации склонов в период образования поясов. Склоновые пояса прослеживаются на многие сотни км. Высота их границ (шовных линий) по латерали меняется, отражая тектонические деформации, происшедшие после образования того или иного пояса. Исходя из структуры ДР, применительно к региону построена шкала геоморфологического времени, которая скоррелирована с геологической шкалой [6]. Корреляция геоморфологического возраста склоновых поясов с геологической шкалой делалась по соотношению склонов ДР с самыми молодыми расчленяемыми ими стратифицированными горными породами и с самыми древними накрывающими их седиментами и корами выветривания, а также с седиментационными комплексами крупных прилегающих впадин: Зайсанской, Кулундинской, Неня-Чумышской и Кузнецким бассейном. Сочленения денудационно-дизъюнктивного рельефа с этими впадинами были приняты как опорные участки, от которых и шло прослеживание склоновых поясов вглубь горной страны.

К примеру, томский пояс позднеальпийского геоморфологического времени представлен полосами врезов и сегментами подрезов видимой высотой до 40-60 м и расположен на абсолютных высотах 120-300  м. Его нижняя шовная линия зачастую перекрыта аллювиальными отложениями низких долинных террас и террасоувалов. Склоны обычно крутые, местами субвертикальные, вырезаны в седиментах плиоцен-среднечетвертичного и более древнего возраста и локально перекрыты голоценовыми и верхнеплейстоценовыми отложениями, что позволяет синхронизировать возраст томского склонового пояса с верхним-средним плейстоценом геологической шкалы. Он прослеживается в основном в предгорьях, на приподнятых равнинах и в долинах крупных рек (Томь, Кия, Яя, Иня), а в горах представлен малыми сейсмо-тектоническими уступами (взбросами и взбросо-сдвигами) на палеозойских породах или локальными подрезами рыхлых осадков плейстоцен-плиоцена.

Еланский пологий склоновый пояс среднеальпийского времени (педимент), заключенный между томским и салаирским поясами и синхронный верхнему миоцену — нижнему плиоцену, выделяется локально и развит в основном по относительно слабоустойчивым к денудации породам мезозоя и верхнего палеозоя в предгорных впадинах (Неня-Чумышская, Чулымо-Енисейская), в долинах рр. Томь, Кия и Иня, где зачастую к его уровню приурочены плиоценовые террасоувалы так называемого еланского уровня, а также маломощные красноцветные, обогащенные полуторными гидроокислами и карбонатами коры выветривания. Он представлен покатами и пологими склонами третьей-четвертой стадии денудационной трансформации и имеет высоты до 40-50 м, редко до 60 м. Положение его верхней шовной линии (вогнутого перегиба) фиксируется на абсолютных высотах от 170 м и слабо повышается в южном направлении (до 250 м), отражая сводо-блоковое поднятие территории в плиоцен-плейстоцене.  

Салаирский склоновый пояс раннеальпийского времени представлен врезами и сегментами подрезов высотой от 80-100 до 200-300 м. Его нижняя шовная линия местами погребена. Верхняя шовная линия (выпуклый перегиб) расположена на абсолютных высотах от 250 до 450-550 в низкогорной и до 750 м в центральной среднегорной части Кузнецкого Алатау. Склоны крутые (18 — 35°, местами, в подрезах, круче), созданные дизъюнктивными движениями вдоль главных глубинных разломов Салаирского надвига, сбросов Чулымо-Енисейской и Неня-Чумышской впадин, взбросо-надвига Кузнецкого Алатау. Склоновый пояс соответствует первой-второй стадии денудационной трансформации и срезает литифицированные породы палеозоя и протерозоя, а в межгорных и предгорных впадинах — триаса, юры, мела и нижнего палеогена, локально перекрываясь неоген-четвертичными седиментами. Это позволяет синхронизировать данный пояс с периодом верхнего эоцена — начала нижнего миоцена. В среднегорных районах прослеживаются ступенчатые разрывы пояса по активизированным в раннеальпийское время древним разломам. Амплитуды локальных поднятий блоков составляют 50-80 м, увеличиваясь в восточном и юго-восточном направлении. Этот пояс составляет около 30-40% территории Салаиро-Кузнецкой геоморфологической области и наиболее широко развит в Кузнецком бассейне.

Кийский склоновый пояс позднемезозойского времени расположен всегда выше салаирского пояса и контактирует с ним. Он представлен покатами, пологими склонами (3-7°, педимент) высотой до 70-150 м; положение верхней шовной линии (вогнутого перегиба) фиксируется на абсолютных высотах от 400 до 650-750 м, в среднегорье – до 900-1000 м. Его склоны имеют третью-четвертую стадию денудационной трансформации и выработаны в породах палеозоя и протерозоя, а в межгорных и предгорных впадинах – в породах триаса и юры, где локально перекрыты палеоген-неогеновыми отложениями. По этим склонам местами развиты зрелые и редуцированные каолиновые и кремнистые коры выветривания мел-палеогенового возраста. Особенно четко эти взаимоотношения проявляются в Неня-Чумышской впадине [11], что позволяет уверенно синхронизировать данный пояс с верхним мелом-эоценом геологической шкалы. На более молодых седиментационных комплексах он не прослеживается. Тектоническая деформация пояса обусловлена альпийской активизацией и достигает в отдельных блоках амплитуды 200-400 м (максимум — на юго-восточной части Кузнецкого Алатау). Наибольшее площадное развитие пояс имеет на Салаире, в Горной Шории и в низкогорье Кузнецкого Алатау, в пределах которых занимает до 50-70% территории. В Кузнецкой котловине его площадное распространение локально и тяготеет к приводораздельным частям, зачастую не имея верхнего ограничения (шовной линии).

Терсинский склоновый пояс раннемезозойского времени расположен всегда выше кийского пояса (древнее его) и контактирует с ним. Он представлен врезом высотой до 400-600 м. Абсолютные высоты верхней шовной линии, местами образующей фронтальные несогласия, составляют 1000-1400 м. Склоны крутые (15-35°, местами круче) и соответствуют первой-второй стадии денудационной трансформации. Они срезают литифицированные породы верхнего палеозоя и протерозоя и локально перекрыты четвертичными осадками. В нижних частях склонов иногда наблюдаются редуцированные каолиновые и гетит-марганцевые линейные зоны окисления мел-палеогенового возраста. Эти данные позволяют коррелировать пояс с юрским временем геологической шкалы. На мезозойских породах данный пояс уже не прослеживается. Его склоны, отступившие от краев горных блоков на 10-20 км и более, сохраняются в основном в среднегорье Кузнецкого Алатау и Горной Шории, где занимают до 20-30% площади гор. В низкогорье и на Салаире встречаются лишь небольшие останцы этого пояса (к примеру, гора Копна).

Таскыльскийсклоновыйпояс позднегерцинского времени расположен над терсинским поясом. Он представлен покатами, пологими склонами (педимент третьей-четвертой стадии денудационной трансформации) высотой до 100-200 м и крутизной 3-7°. Положение верхней шовной линии фиксируется на абсолютных высотах от 1400 до 1600 м. Склоны выработаны в породах нижнего палеозоя и протерозоя (начиная с кембрия) и местами перекрыты четвертичными отложениями. В нижних частях педимента локально развиты редуцированные линейные коры выветривания и зоны окисления мел-палеогенового и, возможно, триасового возраста (район хр. Бийская Грива). Эти данные позволяют синхронизировать таскыльский пояс с триас-верхнепермским временем геологической шкалы. Он локально сохранился исключительно на останцовых высокогорных массивах Горной Шории и Кузнецкого Алатау, где занимает не более 3-6% территории.

Алатаусскийсклоновыйпояс раннегерцинского времени расположен выше таскыльского пояса и представлен крутым остаточным (редуцированным) врезом высотой до 400 м, сохранившимся всего лишь несколькими вершинами-останцами в высокогорной части Кузнецкого Алатау. Склоны крутые (35-40°, местами круче) и соответствуют первой стадии денудационной трансформации, срезая литифицированные породы нижнего палеозоя и протерозоя, что позволяет условно синхронизировать пояс с карбон-нижнепермским временем геологической шкалы.

Горный Алтай имеет сходную морфоструктуру, лишь высотное положение склоновых поясов для большей части территории выше и амплитуды их превышений и тектонических деформаций больше. Кроме того, здесь появляются еще два более древних склоновых пояса (аккемский и белухинский) (табл. 2).

Из анализа геоморфологических карт нового типа следует, что основная орография рельефа региона, его превышения и деформации созданы в доальпийское (докайнозойское) время. Наибольшие превышения (и, соответственно, тектонические поднятия) на Алтае (и возможно, в Кузнецком Алатау) были свойственны каледонской и герцинской эпохам (палеозою): более 1500 м на блоках протерозойских пород и более 1000 м на палеозойских. Меньшие превышения были образованы в мезозойскую эпоху (500-800 м) и сравнительно незначительные — в альпийскую (100-460 м). Плейстоцен — время неоднократной смены знака тектонических движений на общем фоне относительно слабого роста гор. Амплитуды плейстоценовых блоковых деформаций были невелики и не превышали первых десятков метров.

Регион делится на две части, собственно горную и предгорных-межгорных впадин. Рельеф горной части хранит следы мощного проявления каледонской, герцинской и мезозойской тектонической активизаций, выраженных также и интенсивной седиментацией в прилегающих впадинах и внутригорных приразломных прогибах-грабенах. В позднем мезозое в слабое воздымание вовлекаются и межгорные впадины, а с олигоцена – и прилегающие части Западно-Сибирской плиты (Чулымо-Енисейская впадина, Приобское плато). В новые представления о возрасте рельефа региона хорошо вписываются и геологические данные [7, и др.].

Эти представления весьма значительно отличаются от «общепринятой» точки зрения. Большинство исследователей считает, что рельеф Алтая, к примеру, очень молод и создан в основном в кайнозойскую эпоху, причем главный этап рельефообразования — плиоцен-плейстоцен, а амплитуда неотектонических движений этого периода оценивается до 1000-2000 м в пределах низкогорий и среднегорий Северо-Восточного и Северо-Западного Алтая и до 2000-4000 м в пределах Центрального и Юго-Восточного [1, 2, 8, 10, 12, 13, 14, и др.]. Насколько это обоснованно — нужно выяснять; во всяком случае данные геоморфологического картирования этого совершенно не подтверждают. Следует также подчеркнуть, что столь огромные вертикальные поднятия могут быть вызваны лишь мощным вулканизмом и магматизмом. Однако эти явления не были существенной компонентой развития региона в кайнозое.

Литература

1. Алтае-Саянская горная область. История развития рельефа [Текст]. — М.: Наука, 1969. — 370 с.

2. Богачкин, Б.М. История тектонического развития Горного Алтая в кайнозое [Текст]/ Б.М. Богачкин.  — М.: Наука, 1981. — 131 с.

3. Бутвиловский, В.В. Новая легенда для общих геоморфологических карт. Теоретическое обоснование, информативность, способы отображения [Текст] / В.В. Бутвиловский. —  Проблемы моделирования в геоморфологии. Подходы и методы // Тезисы докладов к региональной школе-семинару. Новосибирск, 1990. С. 104—106

4. Бутвиловский, В.В. Основы устройства и развития литосферы Земли: Курс лекций по общему землеведению. 1 том [Текст] / В.В. Бутвиловский.  — Новокузнецк.: Изд-во Новокузн. пед. ин-та. 1995. -108 с.

5.Бутвиловский В.В., Бутвиловская Т.В., Аввакумов А.Е. Структура, история развития рельефа, четвертичные отложения и россыпеобразование Горного Алтая. Отчет о работе Региональной партии „Составление геоморфологической карты Горного Алтая в масштабе 1:500000 (Листы M- 45, 44; N- 45), выполненных в период 1989- 1996 годов“. ГГП “Запсибгеолсъемка”. Новокузнецк, 1996. В 7 томах, 1850 стр., 250 рис., 320 табл., 84 текст. прил., 15 карт, 20 разрезов-профилей.

6. Бутвиловский, В.В. Введение в теоретическую геоморфологию – альтернативные представления [Текст] / В.В. Бутвиловский.   – Новокузнецк: КузГПА, 2009. — 185 с.

7. Гутак, Я.М. Очерки по исторической геологии Кемеровской области [Текст] / Я.М. Гутак, В.А. Антонова, Г.М. Багмет и др. – Новокузнецк: КузГПА, 2008. — 132 с.

8. Девяткин, Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая [Текст] / Е.В. Девяткин. — Тр. ГИН, вып. 126. М.: Наука, 1965. — 285 с.

9. Дубский В.С., Некипелый В.Л, Дубский А.В., Некипелая С.А., Аввакумов А.Е., Бутвиловский В.В. и др. Составление карты золотоносности Кемеровской области масштаба 1:500 000  (Кемеровская область)/отчет Геолого-минерагенической партии по составлению карты золотоносности Кемеровской области за 2007-2009 гг. ФГУГП “Запсибгеолсъемка”, 2009 г; ТГФ, Новокузнецк. — 1123 с.

10. Зятькова, Л.К. Структурная геоморфология Алтае-Саянской горной области [Текст] / Л.К. Зятькова. – Новосибирск: Наука. Сибирское отд-ние, 1977. – 216 с.

11. Малолетко, А.М. Палеогеография предалтайской части Западной Сибири в мезозое и кайнозое [Текст] / А.М. Малолетко. — Томск: Изд-во ТГУ, 1972. — 228 с.

12. Новиков, И.С. Морфотектоника Алтая [Текст] / И.С. Новиков. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2004. – 313 с.

13. Селиверстов, Ю.П. Морфоструктурные особенности эпиплатформных горных сооружений Востока Казахстана и юга Сибири [Текст] / Ю.П. Селиверстов. — В кн. Структурная геоморфология горных стран. М. Наука, 1975. — C. 139-142.

14. Уфимцев, Г.Ф. Морфотектоника Евразии [Текст] / Г.Ф. Уфимцев. – Иркутск: Изд-во Иркут. ун-та, 2002. – 494 с.