Чуйская котловина (юго-восточный Алтай): Есть ли возможность для реконструкции позднемелового морского бассейна?

В.В. Бутвиловский, Я.М. Гутак

Макрорельеф Горного Алтая, представленный низкогорно-среднегорными и высокогорными хребтами, нагорьями и плато, межгорными котловинами и глубокими грабенообразными долинами, обусловлен неоднородностью земной коры и тектоническими перемещениями ее блоков.  Большинство исследователей считает, что неотектонические движения создали горную страну Алтай и его межгорные впадины на месте мел-палеогенового пенеплена в олигоцен-плейстоцене [1, 2, 3, 4, 5, 6, 7; и др.]. Перемещения имели амплитуды до 1000-2000 м в пределах низкогорно-среднегорного рельефа и до 2000-4000 м — в высокогорье, причем утверждается, что наибольшая их интенсивность и величина были свойственны эоплейстоцен-плиоцену [1, 5, 6; и др.]. Основой для выделения фаз тектонических движений служат смены состава отложений предгорных и межгорных впадин, а для оценки амплитуд – высотное положение фрагментов поверхности выравнивания, считающихся мел-палеогеновыми.

Эти представления во многом базируются на изучении Чуйской межгорной котловины (Юго-Восточный Алтай), имеющей значительные размеры (35х70 км), высотное положение (1800-1900 м) и вмещающей наиболее полные и мощные (до 400-600 м) разрезы палеоген-четвертичных отложений и кор выветривания. Чуйская котловина является ключевым районом для расшифровки геологической истории  Горного Алтая, поэтому новые данные о геолого-геоморфологическом строении  впадины и ее горного обрамления имеют важное значение, особенно когда они резко отличаются от уже известных, ибо следующий из них «переворот» научных представлений будет касаться не только Чуйской котловины, но и всей горной страны. Новые научные данные должны только приветствоваться, но научным фикциям следует давать достаточно жесткий отпор. Именно такая ситуация создалась сейчас всвязи с «открытием» в Чуйской котловине «морского мела». Поэтому мы посчитали своим долгом четко обозначить свою позицию по этому вопросу.

Итак, группой исследователей утверждается, что в северо-западной части Чуйской впадины имеются морские отложения верхнемелового возраста [8, 9]. Сообщается о находках в них соответствующих спор, пыльцы наземных растений, цист динофлагелят, фораминифер, микрофораминифер, радиолярий, остракод, гастропод, губок, двустворок и брахиопод. В публикации В.С. Зыкина с соавторами [9] приводятся даже изображения некоторых двустворок и брахиопод. Об «открытии» морских верхнемеловых отложений было заявлено с весьма высокой научной трибуны: в Докладах Академии наук РФ. Еще бы, такое открытие могло бы кардинально изменить существующие представления по истории геологического развития Горного Алтая в мезозое и кайнозое и дало бы «пищу» для множества публикаций и грантов.

С самого начала это «открытие» вызвало недоверие у многих алтайских геологов [7, 10; и др.]. И действительно, после детального доизучения опорных разрезов предполагаемых морских меловых отложений выяснилась ошибочность отнесения нижней части разреза белых, желто-белых и пестроцветных каолинитовых и каолинит-гидрослюдистых глин в левобережье р. Кызылчин к осадочным образованиям вообще и, тем более, к морским отложениям в частности [10]. Подтверждено заключение Е.В. Девяткина [1] о том, что эти глины являются гипергенными образованиями (корой выветривания). Они представляют собой продукты интенсивного химического выветривания зелено-серых карбонатных алевролитов и аргиллитов аккаинской свиты верхнего девона и имеют литолого-структурное единство с материнскими девонскими породами. Кроме того, в обнажениях прослеживаются и непосредственные переходы слоев с окаменелостями из невыветрелых девонских пород в их выветрелые разности и в зеленовато-белые гипергенные каолинит-гидрослюдистые глины, которые В.С. Зыкин с соавторами [8, 9] и считают морскими верхнемеловыми отложениями.

Эти образования, как и подстилающие неизмененные породы девона, неоднократно обследовались и нами [10 и др.]. В них было собрано более двух десятков палеонтологических коллекций (брахиоподы, криноидеи, двустворки, трилобиты и др.), определение которых нами и другими палеонтологами однозначно показало верхнедевонский возраст фауны [10, 7]. Следует отметить, что в верхней части глин, отобранных из обнажения с предполагаемым верхним мелом, И. Дуличем в лаборатории компании НИС «Нафтагас» (Сербия) обнаружены спорово—пыльцевые комплексы, включающие Poliporopollenites sp., Tricolpopollenites sp.I и II, Tricolporopollenites sp., Gothanipollis sp. и останки фитопланктона плохой сохранности. По мнению И. Дулича, этот комплекс соответствует нижнему палеогену. Не исключено, что верхние части глинистой коры выветривания местами представляют собой продукты локального переотложения и «биотурбации» (делювий, «деятельный слой»), сопоставимые с местной карачумской свитой дат-палеоцена [11, 6; и др.].

Итак, проведенные ревизионные геологические и палеонтологические исследования не подтвердили наличие в левобережье р. Кызылчин морских отложений меловой системы. Тем не менее, данное опровержение еще не закрывает проблему окончательно, ведь у сторонников морского мела (при большом желании) найдутся многочисленные аргументы, связанные с недостаточной геологической изученностью ложа Чуйской впадины и ее осадочного чехла. И действительно, впадина разбурена лишь локально. До сих пор так и не удалось выявить полный разрез выполняющих ее седиментов. Самая глубокая скважина у подножия склонового шлейфа Курайского хребта, забуренная на глубину более 600 м, так и не вышла за пределы миоцен-олигоценовых отложений. По геофизическим данным мощность новейших седиментов во впадине достигает 1000 м [1]. Поэтому не исключено, что погребенное коренное ложе впадины локально перекрыто и более древними отложениями, в том числе и меловыми. Более того, мы уверены, что меловые отложения будут здесь обнаружены. Но при этом возникает принципиально важный вопрос: какие отложения? Морские или континентальные?

Ответ на этот вопрос надо искать не только в геологическом или палеонтологическом аспектах, но и в независимом от них геоморфологическом отношении. Правильная расшифровка структуры рельефа и определение возраста составляющих ее элементов во впадине и горном обрамлении позволяют дать более надежный ответ на поставленный вопрос. Однако структура рельефа исследовалась здесь не только недостаточно, но и методологически некорректно. Новейшая опубликованная попытка ее изучения представлена компилятивной монографией И.С. Новикова [7], которая, к сожалению, не предлагает объективной картины морфоструктурного плана территории и вряд ли вносит дополнительный вклад в решение вопроса о возможности реконструкции позднемелового морского залива в Чуйской котловине (в монографии отмечено известное геологическое неподтверждение «морского мела»).

Чем же в принципе отличаются морские условия и, соответственно, морские отложения от континентальных? Но сначала определимся: что такое «море»? Море – это прежде всего географическое (палеогеографическое) понятие. Им обозначают частично окруженный сушей водоем, непосредственно связанный с мировым океаном и имеющий с ним единый, почти одинаково и синхронно изменяющийся высотный уровень воды. Размеры, глубина, геология дна, соленость, течения, приливы, фауна, флора и прочее решающей роли при этом не играют. К примеру, Каспийское «море» – и большое, и глубокое, и соленое, и с преимущественно морской биотой, но морем оно не является, а представляет собой континентальный озерный бассейн, потому что напрямую не связано с мировым океаном и не имеет одинакового с ним уровня. Азовское море, наоборот, невелико по площади, очень мелководно, практически пресное, населено преимущественно пресноводной биотой. Но находясь в четырех тысячах километров от Атлантического океана, оно представляет собой настоящий морской залив, потому как имеет непосредственную связь с океаном и единый с ним водный уровень (единый высотный базис эрозии-аккумуляции).

Можно привести множество примеров разнообразия, схожести и различия морских и озерных условий. Разнообразие условий несомненно сказывается и на свойствах накопленных в их пределах отложений. Поэтому бывает довольно сложно по вещественным и палеонтологическим признакам точно установить морские ли это или озерные отложения, особенно когда в них сохраняется недостаточно свидетельств для однозначного определения. Причем, чем древнее отложения, тем меньше сохраняется особых «морских» или «озерных» признаков. Для установления обстановки осадконакопления большую роль играет также величина площадного распространения тех или иных отложений, географическое и геолого-структурное положение, генетическая однородность, мощность отложений и ее выдержанность по латерали. Морским отложениям более свойственно региональное распространение, генетическая однородность, выдержанные и значительные мощности, приуроченность к уровню регионального базиса денудации, складчатые деформации, морская биота, обусловленный повышенной минерализацией вод литолого-минералогический и геохимический вещественный состав [12]. Учитывая имеющиеся признаки, можно во многих случаях определить морскую обстановку осадконакопления с очень высокой вероятностью, но не более, потому как все эти признаки являются по отношению к понятию «море», строго говоря, неоднозначными. Прямым признаком моря как географического феномена является само море, его современное положение.

Реконструкция палеогеографического положения моря на тот или иной геологический период, как видно, бывает довольно затруднительной и всегда в той или иной степени вероятностна. Не менее важна в этом случае и оценка вероятности того, что моря в данном месте и в данное время не было. Реконструируя море, необходимо признать, что его высотный уровень должен быть равным уровню мирового океана и при этом становиться для данной территории (для Алтая) региональным базисом денудации, ниже которого, не вдаваясь в детали, должно идти практически повсеместное накопление морских отложений. Выше этого уровня территория подвергается почти повсеместной денудации и выветриванию, а осадконакопление в ее пределах является локальным, генетически разнообразным и крайне непостоянным в пространстве и времени, что и свойственно континентальному морфолитогенезу [12].

Образование и развитие денудационного (дизъюнктивного) рельефа обусловлено субвертикальными тектоническими поднятиями и денудацией возникающих при этом превышений [13; и др.]. Этот рельеф может развиваться прежде всего в условиях суши (континента): на участке земной поверхности, расположенном выше уровня моря. И если денудационный рельеф определенного возраста и наклона оформляет участок земной поверхности по всему его периметру («окружает» со всех сторон), то это значит, что данный участок в период формирования своего денудационного рельефа располагался выше уровня моря. Тем самым, исследуя структуру и генезис рельефа и выявляя возрастную последовательность его составных частей, есть возможность установить, когда территория стала сушей (точнее, участком денудации) и какие относительные превышения она имела в те или иные этапы своего развития. Правильное решение этой задачи обуславливается применением достаточно точного и объективного метода ее решения.

Таким методом является картирование территории, основанное на формально строгой теории и методологии геоморфологии, на законах образования и развития элементов рельефа, на точных критериях выделения этих элементов и принципах выявления их пространственно-временной последовательности. Теоретический базис и методология исследования рельефа изложены нами в специальных работах [14, 15, 13 и др.]. Соответственно этим разработкам, исходным морфологическим, генетическим и хронологическим элементом рельефа является склон (геофацетта). С помощью топографической основы и геолого-геоморфологических данных определяются формы, размеры, типы границ и, в итоге, генезис и геоморфологический возраст склонов, которые затем объединяются в одновозрастные денудационные склоновые пояса (ярусы) и, отдельно, в генетически однородные седиментационные морфокомплексы (формации). Их пространственные параметры и местоположения позволяют достаточно объективно выявлять морфоструктуру и морфостратиграфию рельефа, и в конечном итоге – историю его развития.

Следуя этим теоретическим разработкам и был закартирован рельеф Горного Алтая, Салаира и Кузнецкого Алатау (масштаб 1:500 000). Результатом работ явилось выделение 3-7 разновозрастных склоновых поясов в пределах Чулымо-Енисейской и Предалтайской равнин, Кузнецкой котловины, Салаира и Кузнецкого Алатау, а на Горном Алтае – до 10 (6 крутосклонных поясов врезания и 4 пологосклонных поясов выполаживания — педиментов) (табл. 2). Относительная высота каждого пояса и наклон составляющих его склонов свидетельствуют о величине вертикальных тектонических движений и длительности денудационной трансформации склонов в период их образования. Склоновые пояса прослеживаются на сотни км, опоясывая горные хребты и оформляя горные плато. Высота их границ (шовных линий) по латерали меняется, отражая тектонические деформации, происшедшие после образования того или иного пояса. Исходя из структуры денудационно-дизъюнктивного рельефа (ДР), построена региональная шкала геоморфологического времени. Корреляция геоморфологического возраста склоновых поясов с геохронологической 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.

Генерализованная структура мезорельефа Горного Алтая представлена на рис. 1, а детальная — на отчетных геоморфологических картах. Его характеристика, параметры, обоснование возраста и генезиса достаточно подробно даны в геологических отчетах и нескольких публикациях [15, 16, 17 и др.]. Из анализа геоморфологических карт нового типа следует, что основные черты орографии рельефа региона, его абсолютные и относительные превышения и деформации созданы в доальпийское (докайнозойское) время. Наибольшие относительные превышения (и, соответственно, тектонические поднятия) на Алтае были свойствены каледонской и герцинской эпохам (палеозою): более 1500 м на блоках протерозойских пород и более 1000 м на палеозойских. Меньшие дополнительные превышения были созданы в мезозойскую эпоху (500-800 м) и сравнительно незначительные  — в альпийскую (100-500 м). Плейстоценовые блоковые движения были невелики и не превышали нескольких десятков метров. Эти данные существенно уточняют общепринятые представления и обоснованы новым фактическим материалом, полученным в результате геоморфологического картирования и геолого-геоморфологического анализа [15, 17 и др.].

Отметим, что сохранившаяся до настоящего времени структура рельефа территории однозначно указывает на то, что на Алтае, начиная с конца палеозоя, никогда не было повсеместного выравнивания гор, никогда не было так называемого пенеплена (почти-равнины). Горный Алтай представлял и представляет собой, образно говоря, сложное ступенчатое, разбитое на блоки возвышение, состоящее из извилисто опоясывающих его крутых уступов (врезов) и пологих покатов (педиментов) (рис. 1). Надстраивающие друг друга денудационные ступени имеют строгую возрастную последовательность: выше расположенные всегда древнее ниже расположенных. Каждому склоновому поясу свойственен свой геоморфологический возраст, который может быть сопоставлен с геологической хронологической шкалой.

Достаточно точно удалось оценить геологический «возраст» сростинского, чумышского, салаирского, ненинского и синюхинского склоновых поясов. Из них наибольшее значение имеет геологическая оценка возраста ненинского пояса, представленного обширными педиментами в низкогорьях периферии горной страны и в крупных речных долинах, расчленяющих среднегорья в близцентральных ее частях. Эти педименты, исходя из геологического возраста самых молодых «подстилающих» и самых древних перекрывающих его отложений, заложены в меловом периоде [18, 15, 13; и др.]. Именно в их пределах развиты мощные площадные коры выветривания (показатели денудационных континентальных условий), надежно датируемые мел-эоценом [4; и др.]. Ненинские педименты почти всюду непосредственно и согласно контактирует с выше расположенным синюхинским крутосклонным поясом, тем самым определяя геологический возраст последнего как заведомо древнее мелового. Ниже расположенный салаирский пояс подрезает ненинский, заведомо моложе его и соответствует олигоцен-миоценовому времени, т.к. локально перекрыт отложениями высоких террас плиоцена. Данных определений вполне достаточно для оценки относительного высотного положения Чуйской котловины в мел-эоценовое время, ибо она со всех сторон опоясана ненинским поясом и нижней частью синюхинского; иначе говоря, была заложена раньше их и всегда находилась выше их.

Картирование показало, что морфоструктура котловины и ее окружения достаточна сложна. Фрагменты катунского (карбон-пермь) крутосклонного денудационного пояса в обрамляющих Чуйскую котловину высокогорных хребтах и сохранившиеся в ней приразломные «клинья» континентальных угленосных седиментов карбона свидетельствуют о том, что котловина была заложена узким грабеном вдоль взбросо-сдвига Курайского глубинного разлома уже в карбоне и имела сток на юго-восток, в Монголию. В период ануйского (пермь-триасового) выполаживания склонов заполненный осадками грабен становится местным базисом денудации и за счет денудации и латерального отступания прилегающих крутосклонных бортов расширяется во все стороны, по меньшей мере, на 2-3 км.

        В юрское время происходит новая активизация тектонических и магматических процессов (известны юрские массивы гранитоидов и, предположительно, мезозойские ультракислые вулканиты, прорывающие верхнедевонские толщи и выраженные в рельефе аккумулятивными эффузивными конусами и лавовыми плато). Это вызвало дополнительный подъем и взбросо-сдвиги крупных тектонических блоков, а также заложение на них синюхинского крутосклонного пояса, в том числе и на блоках хребтов, обрамляющих Чуйскую котловину (Курайском, Северо- и Южночуйских, Чихачева). Днище Чуйской котловины вновь разбивается вдоль Курайского разлома узкими грабенами, в которых накапливаются континентальные угленосные юрские отложения [19]. Не исключено, что сток в это время уже направлялся на северо-запад в бассейн Катуни по ущелью тектонического сочленения Курайского и Северочуйского хребтов. Именно в то время котловина приобрела контуры, подобные современным, но была явно меньше современной по площади. Ее последующее расширение на 12-15 км было частично создано денудационным выполаживанием подножий коренных бортов у базиса юрской (возможно, и меловой) аккумуляции. На этих полого-холмистых поверхностях формировались зрелые площадные коры выветривания, представленные белыми, желто-белыми, голубыми, оранжевыми, красными каолинитовыми, каолинит-гидрослюдистыми глинами, содержащими обломки сильно выветрелых материнских пород и имеющими мощность до 20-35 м. Возраст коры выветривания достаточно надежно оценивается мел-палеоценом [11; и др.]; во всяком случае, перекрывающие ее отложения карачумской свиты свидетельствуют о том, что кора выветривания облекала участки днища котловины и подножия ее бортов уже в допалеогеновое время. Отсюда следует, что в меловое (допалеогеновое) время Чуйская котловина уже имела относительные превышения бортов до 1500-2000 м, площадные контуры, подобные современным, и в настоящем своем виде в основном слагается из древних (допалеогеновых) и даже очень древних (вплоть до позднего палеозоя) элементов рельефа (рис. 2). Следует отметить, что о докайнозойском возрасте «современного» облика котловины писал еще Л.И. Розенберг [20 и др.], обосновывая это расчетами величин денудационного среза бортов впадины и мощностей кайнозойской аккумуляции в ее пределах.

Кайнозойская (альпийская) тектоническая активизация проявилась взбросово-надвиговыми подвижками вдоль Курайского разлома (рис. 2), амплитуды которых по вертикали достигали 300-400 м, а по горизонтали вряд ли превышали 500-800 м [21, 15 и др.], образовав в рельефе тектонические уступы, которые коррелируются с региональным салаирским склоновым поясом (они моложе коры выветривания и палеогеновых отложений, т.к. разрывают и последние). Надвиговая нагрузка Курайского хребта на Чуйскую впадину вызвала ее дополнительное прогибание в пределах 100-200 м и сбросовые подвижки (100-150 м) по ее южной окраине, что обусловило накопление преимущественно озерных олигоцен-миоценовых отложений в центральной и северной части котловины. Региональный салаирский крутосклоновый пояс пока еще не «дошел» до Чуйской котловины (рис. 1), поэтому и до настоящего времени она является крупным осадкоприемником, будучи изолированной от интенсивного регионального сноса морфотектоническим «подпором».

Для более правильного понимания ситуации Чуйской впадины следует более подробно рассмотреть морфоструктуру и историю геологического развития окружающего ее региона, который делится на две части: собственно горную и предгорных впадин (рис. 1). Горная часть хранит рельеф различного проявления каледонской, герцинской и мезозойской тектонической активизаций, выраженных также и седиментацией в прилегающих впадинах и внутригорных приразломных прогибах-грабенах карбонового, пермь-триасового и юрского возраста. Следует отметить, что отложения внутригорных грабенов представлены на Алтае терригенными озерно-аллювиальными угленосными формациями, которые имеют многие признаки континентальных образований [22; и др.]. Признаки континентальных условий свойственны и юрским отложениям предгорных впадин (Предалтайской, Кулундинской, Чулымо-Енисейской, Кузбассу). Кроме того, эти отложения залегают здесь местами на триасовой коре выветривания латеритного типа, свидетельствующей о существовании обширных предгорных континентальных равнин и плато в раннем мезозое [23, 24]. Лишь в позднемеловое и эоценовое время на юг Западно-Сибирской равнины трансгрессирует водный бассейн, который вполне соответствует морскому. Отложения с признаками осадконакопления в морских условиях выполняют среднюю часть разреза Кулундинской впадины 400-метровой толщей и выклиниваются к югу и юго-востоку почти у Барнаульской ложбины, не поднимаясь по абсолютной высоте выше минус 80-100 м над современным уровнем моря [24]. Перекрывающая их толща континентальных олигоцен-плейстоценовых отложений имеет мощность до 300 м, что свидетельствует об относительном погружении северо-западной, удаленной от гор части Предалтайской впадины не более чем на 200-250 м за весь этап альпийской тектонической активизации (олигоцен-плейстоцен).

Итак, начиная с конца палеозоя, вся территория в пределах современного Горного Алтая была сушей и представляла собой возвышенную до 2-3 км горную страну, окаймленную с северо-запада и юго-запада обширными аккумулятивными равнинами и денудационными возвышенностями. Со стороны Монголии и Китая к Алтаю также примыкала обширная горная страна, межгорные впадины которой были изолированы от мирового океана на протяжении всего мезозоя и кайнозоя [25]. Таковыми же были Салаир, Кузнецкий Алатау и Саяны с их обширными межгорными котловинами (Кузбасская, Тувинская, Минусинская), прилегающими к Алтаю с северо-востока и востока [4]. Уже эти территории изолировали Алтай и расположенную в его центральной части Чуйскую впадину от каких-либо морских акваторий на многие сотни и тысячи километров. Наиболее близко море подходило к Алтаю в позднем мелу и эоцене со стороны Предалтайской равнины, не выходя за ее пределы. Чуйская котловина была удалена от реконструируемой морской береговой линии не менее, чем на 450-500 км. Их разделяли не только расстояния, но, главное, — превышения, обусловленные образованием еще в юре и раннем мелу синюхинского и ненинского денудационно-дизъюнктивных склоновых поясов, опоясывавших Горный Алтай по всей его периферии (рис. 1). А это значит, что уже в позднемеловое время Чуйская котловина «лежала» на пьедестале из части синюхинского (юрского) и ненинского (мел-палеогенового) склоновых поясов, имевших общую относительную высоту не менее 600-700 м, причем положение этих склонов было на 4-5 км (по рекам – на 40-50 км) ближе к периферии горной страны, нежели их современное положение (примерно на такое расстояние могли отступить склоны вглубь горной страны за последние 60-70 млн. лет под воздействием денудации и регрессивной эрозии). Иначе говоря, в эоценовое и позднемеловое время Чуйская котловина находилась выше подножия Горного Алтая не менее чем на 500-600 м без учета высоты общего сводового поднятия Алтае-Саянской складчатой области и прилегающей Монголии.

О каком тогда позднемеловом проникновении моря в Чуйскую котловину может идти речь? Если исходить из имеющегося геолого-геоморфологического фактического материала, — то ни о каком. А если это желанное море выдавать за действительное, то его сторонники будут вынуждены придумывать и обосновывать множество совершенно эксклюзивных геологических событий. Уж извините, но к примеру: 1. отворить хляби небесные для всемирного мелового потопа (выше 600 м); 2. погрузить горную страну в морские пучины и не забыть осушить; 3. раздвинуть горы, запустить море и запереть ползучей Индией («Сезам, откройся!…»); 4. ударить  астероидом, подорвать вулканом и устроить Армагедон, чтобы хлынули воды морские и заполнили ямы пустые… и так далее. В конце концов, им проще сказать: только Дух летал над морем в мезозое, в кайнозое Алтай сотвориша… Кроме шуток, что это всё напоминает? Креационизм, однако!  

Литература

[1]. Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-восточного Алтая. – М.: Наука, 1965. – 244 с.

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

[3]. Семакин В.П. Новейшая структура Алтая // Земная кора складчатых областей юга Сибири.- Новосибирск: Наука, 1969. С. 283-310.

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

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

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

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

[8]. Зыкин В.С., Лебедева Н.К., Буслов М.М., Маринов В.А. Открытие морского верхнего мела на Горном Алтае // Доклады академии наук, 1999. – Т. 366,  № 5. – С. 669–671.

[9]. Зыкин В.С., Лебедева Н.К.. Шурыгин Б.Н., Маринов В.А., Смирнова Т.Н. Палеонтологические свидетельства присутствия морского верхнего мела на Горном Алтае //Меловая система России и ближнего зарубежья: проблемы стратиграфии и палеогеографии: Материалы Четвертого Всероссийского совещания, г. Новосибирск, 15-23 сентября, 2008 г. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2008. – С. 90 – 92.

[10]. Гутак Я.М., Тетерина И.И., Федак С.И., Дулич И.  Площадная кора выветривания в межгорных впадинах горного Алтая (о возрасте формирования). — Природа и экономика Западной Сибири и сопредельных территорий. Том. 1. Геология и палеонтология // Материалы Всероссийской научной конференции. — Новокузнецк РИО КузГПА, 2009. — С. 42 — 46.

[11]. Ерофеев В.С.. Ржаникова Л.Н. Палеоген Чуйской впадины Горного Алтая //Известия АН Казахской ССР, серия геологическая. – 1969, №5. – С. 59-66.

[12]. Шанцер Е.В. Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных образований. — М.: Изд-во АН СССР, 1966. — 239 с.

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

[14]. Бутвиловский В.В. Хронологические и генетические свойства рельефа и принципы геоморфологического картирования // Время и возраст рельефа. — Новосибирск, Наука, 1994. — С. 63-72.

[15]. 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, 1996ф. В 7 томах, 1850 с.

[16]. Бутвиловский В.В. Морфостратиграфия и морфотектоника Алтая: Теория, методы и  результаты исследования. // Рельефообразующие процессы: Теория, практика, методы исследования.  XXVIII  пленум  Геоморфологической комиссии РАН, ИГ СО РАН, 20-24 сентября 2004. — Новосибирск. — С. 52-55.

[17]. Бутвиловский В.В. Морфостратиграфия и морфотектоника гор и предгорий Юга Западной Сибири. – в кн.: Известия Бийского отделения Русского географического общества. Вып. 33. / отв. ред. В.Н. Коржнев – Бийск: АГАО им. В.М. Шукшина, 2012. – 65-74 стр.

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

[19]. Селин П.Ф. Первая находка юрских отложений в зоне Курайского разлома. // Геология и геофизика, № 7, 1982. С. 124-127.

[20]. Розенберг Л. И. О времени образования горного рельефа Алтая // Геоморфология. — 1978. — № 1. — С. 75-83.

[21]. Бутвиловский В.В. О механизме формирования новейших предгорных и внутригорных впадин и палеотектонической интерпретации выполняющих их фаций (на примере Алтая). // Геодинамика, структура и металлогения складчатых сооружений

Юга Сибири: Тез. докл. — Барнаул, 1991. С. 60—62.

[22]. Лазько Е. М. Региональная геология СССР. Том II. Азиатская часть.– Изд. 2-е перераб. и доп. М.: Недра, 1975. – 464 с.

[23]. Казаринов В.П. Мезозойские и кайнозойские отложения Западной Сибири. — М.: Гостоптехиздат, 1958. — 148 с.

[24]. Адаменко О.М. Предалтайская впадина и проблемы формирования предгорных опусканий. – Новосибирск: Наука, 1976. – 184 с.

[25]. Девяткин Е.В. Кайнозой внутренней Азии. — М.: Наука, 1981. -196 с.