Геоморфологические особенности района

Согласно геоморфологическому районированию площадь прохождения практики входит в состав области Северо-Восточный Алтай, занимая западные части Лебедского и Телецкого районов, граница между которыми проходит в субширотном направлении, разделяя лист примерно на две равные части. Северная часть, входящая в состав Лебедского района, представляет собой денудационно-эрозионное низкогорье с реликтами древнего пенеплена на плоских выравненных водоразделах и располагается в пределах переходной зоны. Абсолютные отметки с 500−700 м на севере повышаются к югу до 1000 м. Пологонаклонную вершинную поверхность осложняют купольные морфоструктуры — отпрепарированные тела интрузий и палеовулканы с высотами от 1005 м (г. Цыган) до 1471 м (г. Чептоган). Южная половина, относящаяся к Телецкому району, — денудационно-эрозионное среднегорье с широко развитыми эрозионными, ледниковыми и криогенными морфоскульптурами. Центральная часть листа в пределах этого района занята крупными отпрепарированными морфоструктурами с максимальными отметками 2371 м и 2385 м — Кылайско-Саганская палеовулканическая постройка и Кубинская горст-антиклиналь. Эти структуры интенсивно расчленены эрозией и экзарацией, а их выравненные вершинные поверхности в значительной мере переработаны ледниковыми и криогенными процессами. В пределах обоих районов широко развиты различные генетические типы структурного, денудационного и аккумулятивного рельефа, рассматриваемые ниже.

Структурный рельеф отражает неотектонические и унаследованные разрывные нарушения, выраженные протяжёнными крутыми прямолинейными и дугообразными в плане склонами речных долин и хребтов, разделяющими блоки с различной тектонической активностью. Структурные склоны имеют преимущественно север — северо-западное и субмеридиональное направление, и реже субширотное и северо-восточное, представляя собой неотектонические сдвиги, сбросы, взбросо-надвиги. Формирование этого рельефа связывается с неотектоническим этапом активизации территории, начавшегося во второй половине позднего олигоцена, а максимальные дифференцированные движения проявились в неоген-четвертичное время. Этим временем мы и определяем возраст структурного рельефа.

Структурно-денудационный рельеф представляет крутые и средней крутизны отпрепарированные денудацией склоны интрузивных тел и их приконтактовых зон, древних палеовулканических построек и ядер антиклиналей, располагаясь на высотах от 600 м до более 2000 м. Эти отпрепарированные геологические тела образуют чётко выраженные в рельефе купольные морфоструктуры овальной и изометричной формы диаметром от 4 до 25 км, с превышениями над окружающим полем высот от 400 до 700 м. Сравнительно однородный петрографический состав и высокая денудационная устойчивость пород, по сравнению с окружающими, обусловили формирование этого рельефа. Вершинные поверхности крупных структур представляют фрагменты древнего пенеплена, в значительной степени переработанного ледниковыми и криогенными процессами, а нижние части структурно-денудационных склонов, в результате интенсивно проявившейся в четвертичное время регрессивной эрозии и ледниковой экзарации, сильно расчленены, особенно Кылайско-Саганская палеовулканическая постройка. Возраст этого типа рельефа принимается палеоген-четвертичным.

Экзарационный рельеф в низкогорье в пределах приподнятых отпрепарированных купольных морфоструктур представлен ледниково-нивальными карами с крутыми стенками и наклонными днищами, которые приурочены, в основном, к склонам северной и северно-восточной экспозиции, и располагаются на высотах 800−1200 м. Наиболее широко этот тип рельефа развит в приподнятой части среднегорья, где в склоны Кылайско-Саганского палеовулкана и Кубинской горст-антиклинали врезаны многочисленные ледниково-нивальные и ледниковые кары и цирки, а сами структуры прорезаны многочисленными узкими и глубокими корытообразными троговыми долинами. Долины в верховьях имеют вид широких пологосклонных логов, вниз по течению, сужаясь, они приобретают чётко выраженный троговый характер. Глубина экзарационного вреза от первых десятков метров возрастает до 200−300 м, а ширина плоских днищ не превышает 250 м, лишь в долине р. Уймень местами расширяется до 1 км. На бортах часто встречаются скопления курчавых скал и эрратические валуны. Ширина каров изменяется от 0,3−0,5 км до 2 км, а высота стенок 15−200 м. Во многих карах сохранились каровые озёра. В южной, наиболее приподнятой части площади отмечается ступенчатое расположение каров в интервале высот 1840−2200 м. Возраст этого рельефа датируется средним-поздним неоплейстоценом.

Эрозионный рельеф представлен крутыми и субвертикальными склонами высотой 5−300 м, протяжённостью от первых десятков и сотен метров до десятков километров, развитыми в нижней части бортов речных долин. Особенностью размещения эрозионных склонов в долинах второго-третьего порядков является их приуроченность к бортам южной и западной экспозиций. Это следствие интенсивного осадконакопления на подветренных склонах долин, постоянно отжимавшего водотоки к противоположным бортам, вызывая боковую эрозию последних. В долинах более высоких порядков экспозиционная закономерность размещения эрозионных склонов не проявляется. Свежие эрозионные подмывы размещены согласно меандрированию рек. Сужения долин несут следы подмыва на обоих бортах. Особенно широко эрозионные склоны развиты при пересечении блоков с различной амплитудой неотектонических движений. Эрозионные склоны испещрены рытвинами, нишами отрыва вторичного гравитационного обваливания и осыпания, а у подножия зачастую прикрыты маломощными обвально-осыпными шлейфами. В долинах рек Бия, Каракокша, Юзеля отмечаются эрозионные останцы палеозойских пород обтекаемой формы, возвышающиеся на 10−70 м над аккумулятивными днищами. Денудационно-эрозионный рельеф представлен склонами, занимающими не менее 50% площади листа, и определяющими основной морфологический тип рельефа. Диапазон развития этих склонов изменяется от 400 до 2200 м. Крутизна их варьирует от 5° до 30°, иногда больше. Подветренные склоны, особенно в низкогорье, накрыты чехлом склоновых отложений. Глубина эрозионного расчленения составляет 80−350 м в низкогорье и 450−1200 м в среднегорье. Существенные различия поперечных профилей свойственны склонам южной и северной экспозиций. Денудационно-эрозионные водосборы верховьев долин на склонах северной и северо-восточной экспозиций отличаются слабым внутренним расчленением, циркообразной формой, большими площадными размерами, крутой задней стенкой, выраженной приводораздельной бровкой, пологим широким днищем. Всё это указывает на значительное преобразование водосборов ледово-фирновыми скоплениями. Возраст этого типа рельефа ограничивается, с одной стороны, возрастом поверхностей выравнивания и структурно-денудационных склонов, а с другой — врезом в него эрозионных склонов, и принимается как неоген-четвертичный.

Поверхности денудационного выравнивания, срезающие древнее складчатое основание, наиболее широко, хотя и фрагментарно, сохранились в низкогорье. В среднегорье они имеют небольшие площадные ареалы и, в основном, уничтожены неоген-четвертичными денудационно-эрозионными процессами, а в пределах границ распространения оледенения в значительной степени преобразованы древними и современными ледниковыми и криогенными процессами. В низкогорье ширина сохранившихся участков, выравненного рельефа изменяется от 100−500 м до 1 км, образуя комплекс древнего пенеплена, включающего водоразделы и предельно выравненные верхние участки склонов. Крутизна выравненных поверхностей не превышает 4−5°. Основная часть их перекрыта чехлом эоловых лёссовидных суглинков с отдельными останцовыми выходами коренных пород. На северо-восточных и северных склонах в приводораздельной части они осложнены нивальными нишами. Высотный диапазон развития фрагментов поверхности выравнивания в низкогорье 600−900 м, в среднегорье — 1200−1700 м. Формирование пенеплена, начавшееся в меловое время, продолжалось до позднего олигоцена, когда в результате начавшихся неотектонических движений территория стала воздыматься. Поэтому возраст денудационных поверхностей выравнивания определяется мел-палеогеном.

Техногенный рельеф представлен дорожными насыпями высотой до 3 м и выемками глубиной 1−5 м; небольшими карьерами на днищах речных долин и вдоль дорог глубиной 3−5 м, редко больше, и шириной первые десятки метров; силосными ямами и отвалами возле них. В долинах, на участках отработанных золотоносных россыпей, наблюдаются отвалы в виде округлых бугров и узких валов высотой 1−3 м и протяжённостью первые десятки метров. На месторождениях и проявлениях полезных ископаемых техногенные формы рельефа представлены карьерами, штольнями, шурфами, канавами и отвалами возле них.

Поверхности высоких (до 170 м) террас развиты лишь в долинах Катуни и приустьевых участках её притоков и являются наиболее спорными образованиями. По Н. А. Ефимцеву они сложены аллювием раннего-среднего неоплейстоцена. Другие исследователи полагают, что эти террасы сложены ледниковыми, водно-ледниковыми и озёрно-ледниковыми отложениями с участием аллювиальных и озёрно-аллювиальных образований среднего неоплейстоцена, а имеющийся местами на их поверхности грядовый рельеф считают ребристой основной мореной. Третья группа исследователей рассматривает Катунские террасы как поверхности, сформировавшиеся в результате неоднократных катастрофических сбросов вод ледниково-подпрудных озёр из долин и котловин Центрального и Юго-Восточного Алтая по долине Катуни, и являющихся гигантскими аналогами прирусловых валов и террас «теневой» аккумуляции, а грядовый рельеф на их поверхности считают гигантской рябью течения. Нами генезис и возраст этих террас принят в соответствии с действующей Унифицированной стратиграфической схемой 1979 года (см. главу «Стратиграфия»).

Поверхности ледниковых образований выделены в южной, наиболее приподнятой части территории во многих долинах и склонах Кылайско-Саганского палеовулкана и Кубинской горст-антиклинали [278], где фрагментарно развиты в интервале высот 720−2000 м. На днищах долин и пологих склонах они представлены бугристо-западинными телами основных морен, осложнённых термокарстовыми воронками и другими криогенными микроформами рельефа. По периферии их ограничивают валы боковых и конечных морен высотой 15−50 м и длиной от первых сотен метров до нескольких километров. Возраст этих образований определяется поздним неоплейстоценом.

Озёрные и озёрно-аллювиальные поверхности занимают незначительные площади в долинах р. Чойки и левых притоков Саракокши в её низовьях. В конце позднего неоплейстоцена сейсмогенный обвал, обрушившийся с правого борта, перегородил долину Чойки. Выше этой подпруды в котловинообразном понижении образовалось озеро площадью 4 км², в котором накапливались озёрно-аллювиальные отложения. В эпоху деградации последнего оледенения произошёл катастрофический сброс вод из Телецкого озера, в результате чего устьевая часть долины Саракокши была перекрыта валунно-галечной подпрудой высотой 45 м, выше которой образовалось озеро. Кроме того, начиная со среднего неоплейстоцена р. Саракокша могла неоднократно подпруживаться как в результате подобных сбросов озёрных вод, так и непосредственно Бийским долинным ледником. Озёрные отложения сохранились в логах и приустьевых участках долин притоков, где образуют субгоризонтальные террасовидные поверхности, обрывающиеся в долину Саракокши уступом высотой 20−25 м. Вверх по течению они, постепенно сужаясь и понижаясь, плавно переходят в днища долин.

Делювиально-солифлюкционные шлейфы широко развиты в среднегорье, где сплошным чехлом мощностью до 15 м покрывают выравненные поверхности, склоны крутизной 3−200 и днища ледниково-нивальных каров. На высотах более 1600 м их поверхность осложняет криогенный микрорельеф — солифлюкционные языки и терраски, пятна-медальоны, термокарстовые воронки. Возраст их определяется поздним неоплейстоценом — голоценом.

Пролювиально-делювиальные шлейфы имеют практически повсеместное площадное развитие в низкогорье, достигая наибольшей мощности в нижних частях склонов и на днищах долин, где, перекрывая террасы, образуют террасоувалы и погребают древние долины. В среднегорье условия для их формирования менее благоприятны. Здесь значительное развитие они имеют в нижних частях склонов преимущественно южной экспозиции. Возраст определяется поздним неоплейстоценом — голоценом.

Геоморфологическое строение речных долин в значительной мере объясняется их положением в пределах одного или нескольких тектонических блоков с разной интенсивностью вертикальных движений, полной или частичной приуроченностью к разрывным нарушениям и простираниям геологических структур, их пересечением и временем развития. В низкогорье в пределах слабо и умеренно поднятых блоков долины притоков основных рек района секут вкрест простирания структуры палеозойского фундамента. В верховьях они имеют вид широких циркообразных пологосклонных логов, выполненных суглинками. В результате длительного развития регрессивной эрозии их характер вниз по течению меняется. Долины сужаются до 50−200 м, борта представляют эрозионные уступы, глубина эрозионного расчленения в приустьевых частях достигает 80−350 м. Падение рек от 40−80 м/км в верховьях долин I порядка уменьшается до 6 м/км в долинах III-IV порядков, где продольный профиль близок к равновесному. На субширотных участках проявляется ассиметрия долин. Склоны южных экспозиций крутые и короткие; северных — пологие и длинные, покрыты чехлом щебнистых суглинков, образующих на днищах долин мощные террасоувалы, перекрывающие аллювий террас и отжимающие русла к противоположному борту. Мощность аллювия, выполняющего современные днища долин изменяется от 2 до 10 м, достигая максимальных значений в карстовых западинах, осложняющих продольный профиль коренного плотика на участках развития карстующихся пород.

В среднегорье в пределах интенсивно поднятых блоков долины I — III порядков с отметками днищ более 700 м имеют невыработанный продольный профиль с крутым падением (80−120 м/км). Глубина эрозионного расчленения до 500 м и более. Долины узкие V-образные и корытообразные с эрозионными и экзарационными бортами. Днища их зачехлены грубообломочным материалом различного генезиса. Интенсивная глубинная эрозия, преобладающая над боковой, способствует выносу материала и не создаёт условий для формирования террас. Все эти факторы неблагоприятны для россыпеобразования в долинах среднегорья даже при наличии богатых коренных источников.

Крупные реки района: Майма, Малая Иша, Уймень, Саракокша и другие являются наиболее древними, заложившимися, вероятно, ещё в миоцене. Они частично пересекают блоки с различной интенсивностью поднятий, но, в основном, приурочены к блокоразделяющим нарушениям, и формируют длительно развивающиеся эрозионные долины. После выхода в низкогорье продольные профили этих рек резко выполаживаются, приближаясь к равновесным, уклон не превышает 6 м/км. Участки долин, расположенные между двумя блоками, образуют грабенообразные структуры с крутыми бортами и плоским днищем шириной 0,6−2 км и протяжённостью 8−20 км. На стыке нескольких блоков долины приобретают котловинообразный характер шириной от 2−3 км до 6 км. Мощность аллювия, выполняющего днища долин, в обоих случаях изменяется от 10−15 м до более 25 м, в 3−10 раз превышая нормальную. В этих же расширениях долин отмечаются фрагменты первой и второй надпойменных террас, перекрытых (особенно вторая) ледниковыми и склоновыми отложениями.

На междуречье рек Уймень и Каракокша выявлена широкая сквозная долина протяжённостью 15 км. Здесь скважинами и вертикальным электрозондированием под мощной толщей склоновых отложений установлена древняя погребённая долина, заполненная аллювием. Днище её расположено на глубине 25−60 м от дневной поверхности. На правом борту долины Малой Иши на высоте до 160 м наблюдается широкая пологонаклонная поверхность — фрагмент древней долины, на которой под толщей склоновых отложений залегает гравийно-галечный аллювий. Кроме того, остатки древней гидросети в низкогорье фиксируются на водоразделах широкими врезанными седловинами — сквозными долинами. На днищах многих из них обнаружен окатанный галечник различных пород.

Исходя из геоморфологических особенностей строения долин в низкогорье, наиболее благоприятными факторами россыпеобразования будут: приуроченность долин к блокам умеренных и слабых поднятий и межблоковым тектоническим нарушениям; приближение продольных профилей долин к равновесным, а мощностей аллювия к нормальной; наличие террасовых комплексов, в том числе и погребённых под террасоувалами, а также длительное врезание долин на этих участках; склоны долин средней крутизны; наличие погребённых долин.

Современные геодинамические процессы широко развиты на территории листа и частично являются антропогенно обусловленными. Распашка склонов, сплошные рубки леса, выпас скота, многочисленные тропы и дороги, особенно в районах населённых пунктов, лесосек и разрабатываемых месторождений, активизируют эрозию почв, суффозию, способствуют появлению промоин и оврагов, разрушающих склоны, а интенсивность плоскостного смыва возрастает в несколько раз.

Мелкие оползни площадью от нескольких десятков квадратных метров до 0,2 км² наблюдаются в северо-западной части листа в долине Улалушки. Строительство здесь автомобильной дороги нарушило естественное равновесие склона, в результате на трассу ежегодно сползают большие массы склоновых суглинков. Осыпи и обвалы, в том числе и сейсмогенные, распространены локально и приурочены к крутым эрозионным и тектоническим склонам и стенкам каров, образуя у их подножий небольшие по объёму маломощные шлейфы и конусы. Сходы мощных селевых потоков наиболее вероятны в логах и верховьях долин среднегорья, имеющих крутое падение, и перегруженных грубообломочным материалом.

В гольцовой зоне среднегорья на высотах более 1600 м широко развиты многолетняя мерзлота и современные криогенные процессы, под действием которых склоны и выравненные поверхности интрузивных массивов и палеовулканов покрыты сплошным чехлом глыбовых курумов. В результате гравитации, солифлюкции и мерзлотного крипа эти курумы медленно движутся вниз по склонам, образуя характерную мелкобугристо-западинно-ступенчатую поверхность. Здесь же формируются многочисленные нагорные террасы и останцы морозного выветривания. На пологих склонах (3−20?) интенсивно развивается солифлюкция, образующая мелкие натечные языки и терраски. На субгоризонтальных поверхностях повсеместно наблюдаются трещинно-полигональные грунты, каменные кольца и многоугольники, пятна-медальоны, многочисленные термокарстовые воронки и западины, занятые озерками. Многие воронки, соединяясь, образуют узкие извилистые протяжённые западины с плоскими заболоченными днищами.

В карбонатных породах палеозоя на различных гипсометрических уровнях распространён поверхностный и подземный карст. Поверхностный карст представлен мелкими бороздчатыми и лунковыми каррами и воронками диаметром от первых метров до 200 м и глубиной от 2−3 м до 50 м. Подземный карст представлен нишами, гротами и пещерами глубиной от первых метров до 185 м, и протяжённостью от первых метров до 473 м. На Фаифановском месторождении штольней вскрыта система крупных гротов протяжённостью 150 м, шириной 10 м и высотой 25 м, наполовину заполненных водой, и не имеющих выхода на поверхность. В речных долинах интенсивно проявляется подмыв берегов и их обрушение. Практически во всех долинах отмечается частичное или полное заболачивание пойм.

Неотектонические движения носят дифференцированный характер и приурочены к разломам субмеридионального и северо-западного направлений, унаследованно развивающихся с докайнозойского времени; субширотного и северо-восточного направлений, заложившихся на новейшем этапе развития. В результате территория разбита на блоки с разной интенсивностью вертикальных движений. Ограничения блоков представляют собой сдвиги, сбросы, взбросо-надвиги. В северной низкогорной части района амплитуда вертикальных неотектонических движений составляет 200−500 м, а в южной среднегорной — 1000−1500 м. Выделяются два крупных неотектонически активных блока: Кубинская горст-антиклиналь и Кылайско-Саганский палеовулкан с амплитудами 1500−1750 м, ограниченные менее активными блоками. В вершинном поле неотектонических блоков заметен перекос поверхности с наклоном на север, но в целом проявлено ступенчатое повышение абсолютных высот к югу с 500−700 м до 2200−2385 м.

полевой геологический синюхинский.