октября 21, 2018

  Неровности земной поверхности в виде разнообразного рельефа образованы совместным действием эндогенных (главным образом тектонических) и экзогенных (в основном физико-химических) процессов, протекающих на земной поверхности и на небольших глубинах. Длительная история формирования горных пород дополняется столь же длительной историей их преобразования, что в конечном итоге отражается в рельефе. Особенности геолого-тектонического строения во многом изучены и результаты опубликованы.
   Территория парка входит в состав Холзуно-Чуйской структурно-фациальной зоны (ее северная часть), которая прослеживается далеко на юго-восток и уходит за пределы РФ. Она представляет собой крупный антиклинорий, носящий то же название. С севера и северо-запада его ограничивает Чарышско-Теректинский глубинный разлом. Процессы разломообразования находятся в непрерывной и тесной взаимосвязи с сейсмическими процессами. Разломы как основной вид геологической неоднородности, способствуют процессам вертикального энерго- и массоперетока. Разломные структуры повышают энергоемкость и являются энергетическими ловушками в литосфере, порождая аномалии геофизических полей.
Чарышско-Теректинский разлом – это один из четырех наиболее важных разломов в Горном Алтае. По времени заложения он относится к числу древнейших (кембрийский период -570 млн. лет). В современной структуре он представляется сложным глыбовым взбросом, причем поднятым является южное крыло. Вдоль зоны разлома отмечается проявление разновозрастного вулканизма. По мнению В.Е. Кац и М.С. Доставаловой, на современном этапе зона разлома является сейсмоактивной. Наиболее активные тектонические движения приурочены к широтной системе оперяющих разломов.
   Данный разлом характеризуется волнистыми изгибами и большим количеством оперяющих разломов. Только этот глубинный разлом доступен для изучения на территории РА в качестве естественной границы Холзуно-Чуйского антиклинория и плоскогорья Укок. Кроме того, Чарышско-Теректинский разлом является одним из крупнейших сдвигов в Горном Алтае. Через 150 млн. лет после его заложения – в позднем палеозое в зоне этого разлома проявлялись сдвиговые деформации северо-западного простирания. Таким образом, северная граница плоскогорья Укок представляет собой широкую и протяженную коллизионную зону, определившую специфику геологического строения, по которой и в настоящее время осуществляется поднятие газов, а также разгрузка тектонических напряжений.
Окончательный облик рельефа Горного Алтая и плоскогорья Укок определился в палеогеновый период. В это время сформировались межгорные котловины (Самахинская). Бертекская котловина обязана своим обликом не только древним тектоническим процессам, но и белее поздним экзогенным процессам. В течение палеоген-четвертичного времени в них существует режим озерного осадконакопления. Активная роль в формировании впадин принадлежала взбросово-надвиговым поднятиям горных хребтов в условиях слабого субмеридионального сжатия. В процессе поднятий хребтов происходили катастрофические сбросы озер межгорных впадин и формирование основных речных долин (Аргутской). Неотектонические движения осуществлялись после снятия ледниковой нагрузки.
На плоскогорье Укок представлены разновозрастные отложения палеозойской, мезозойской и кайнозойской эр, причем первые выполняют большую часть территории (если не учитывать мощность чехла четвертичных отложений). Палеозойские формации представлены образованиями верхнего кембрия, ордовика, силура и девона (Рудой, Лысенкова и др., 2000).
  Верхнекембрийские отложения (катунская свита), состоящие из метаморфизованных песчаников, филлитов, кварцево-хлорит-серицитовых и хлоритовых сланцев, алевролитов, мраморизированных известняков, конгломератов и конгломерато-брекчий, распространены на междуречье pp. Ак-Алаха и Джасатер, в котловине оз. Укок, в долине р. Кара-Чад, а также на северных склонах хр. Южный Алтай. Их мощность достигает 3200 м.
Отложения ордовикского возраста закартированы в восточной части плоскогорья Укок, в депрессиях озер Тархатинское и Зерлю-Куль, а также в долине р. Усай. Их мощность достигает 2500 м (на северном склоне хр. Сайлюгем). Петрографически эти отложения представлены метаморфизованными песчаниками зеленовато-серыми и буровато-лиловыми, темно-серыми и черными известняками, филлитами, метаморфизованными глинистыми сланцами с участием конгломератов и гравелитов с хлоритизированным цементом зеленоватого цвета.
   Отложения силура отмечены в юго-восточной части плоскогорья, в районе Тарха-тинской впадины и в прирусловой части р. Музды-Булак. При ограниченном в пределах Укока распространении их мощность достигает 1500 м. Силурийские отложения представлены слабо метаморфизованными полимиктовыми песчаниками, тонкослоистыми алевролитами, зеленоватыми кремнисто-глинистыми сланцами, черными известняками с массивной толстослоистой текстурой, а также гравелитами и конгломератами.
Девонские отложения имеют суммарную мощность более 4000 м. Они вообще очень широко распространены на территории Алтая, охарактеризованы палеонтологически и относительно хорошо изучены. В целом отложения девона объединены в уландрыкскую, бар-бургазинскую, ташантинскую, аксайскую, кара-кудюрскую и куратинскую свиты (Девяткин, 1965). В составе девонских отложений преобладают песчаники, желтовато-бурые и ржаво-бурые конгломераты, кварцевые песчаники, кварциты, алевролиты, метаморфизованные глинистые и кремнистые сланцы, а также эффузивные породы: кварцевые порфиры, фельзиты, вулканические туфы и т.д.
 Мезозойские и кайнозойские образования распространены в пределах межгорных депрессий и представлены корами выветривания разного типа, а также аллювиальными и озерно-болотными и склоновыми фациями различного механического и химического состава. В частности, сохранившиеся от денудации фрагменты мел-палеогеновой коры выветривания сложены каолинизированными разноцветными, с преобладанием желтовато-буроватых оттенков, сланцами и дресвяниками. Среди кайнозойских отложений отмечаются отложения палеогена, неогена и четвертичного периода, стратотипы которых охарактеризованы в известных опорных разрезах Алтая: Чаган, Чаган-Узун, Кызыл-Чин, Кубадру, Беле и других. Это преимущественно глинистые желтовато-буроватые супеси, суглинки, тонкослоистые аргиллиты, дресвяно-щебнистые и мелковалунные суглинки, зеленовато-серые уплотненные глины кош-агачской, туерыкской, кызыл-гирской, бекенской и башкаусской свит. Отложения двух последних некоторые исследователи полагают аллювиальными и относят к низам плейстоцена. В работах В.В. Бутвиловского осадки бекенской и башкаусской свит отнесены к ледниковому финалу позднего плейстоцена.
Отложения четвертичного периода представлены всеми генетическими типами ледниковых, водно-ледниковых, склоновых, аллювиальных, озерно-аллювиальных, ледниково-озерных и болотных осадков. Вообще же, определение генезиса и возраста четвертичных отложений представляет собой проблему, не имеющую в настоящее время единодушного разрешения. Поэтому вопросы истории геологического развития и основных этапов развития рельефа территории плоскогорья Укок в четвертичное время также далеки от своего окончательного решения.
   Большие площади на плоскогорье Укок занимают изверженные породы. Интрузивные образования представлены в основном гранитоидами различного петрографического состава. Это, преимущественно, каледонские и герцинские интрузии, имеющие разное распространение и по разному проявляющиеся в рельефе. Гранитоиды каледонского возраста развиты в виде отдельных массивов в хребте Южный Алтай. Позднеордовикские гранитоиды представлены среднезернистыми гранодиоритами и гранитами. Первые состоят из плагиоклазов, слабо решетчатого пелитизированного микроклина, биотита и кварца. В составе гранитов преобладает калиевый полевой шпат при участии плагиоклаза и кварца. Позднесилурийские гранитоиды представлены сильно огнейсованными диоритами, гранодиоритами и гранитами. Выходы катаклазированных гранитоидов «протыкают» Ак-Алахинский ледник в виде нунатака. Здесь в биотит-кварц-полевошпатовой породе выделяются отдельные крупные кристаллы голубоватого кварца, плагиоклаза и калиевого полевого шпата. Среди жильных пород развиты дайки турмалиновых гранитов. В обломочном материале конечной морены Ак-Алахинского ледника А.Г. Редькин описал валуны плагиогранит-порфиров, которые, возможно, также являются обломками коренных пород массива.
   В 1989 г. М.С. Козлов, В.И. Маслов и В.И. Тимкин обнаружили и охарактеризовали в крайней западной части плоскогорья Укок уникальные редкометалльные граниты (Алахинский шток), среди породообразующих минералов которых содержится сподумен (Козлов и др., 1991). Эти породы, как пишет В.А. Говердовский (1998), по минеральному и химическому составу идентичны альбит-сподуменовым пегматитам, а по структурно-текстурным характеристикам и условиям залегания они соответствуют типичным редко металльным гранитам. На этом основании Алахинский шток сподуменовых гранитов был выделен в качестве нового сподуменового типа редкометалльных гранитов.
Алахинский гранитный шток располагается на левом борту р. Кара-Алаха в 1 км ниже истока на абсолютных высотах 2650-2750 м. Он относится к Холзунско-Чуйской геоантиклинальной зоне системы каледонид южного складчатого обрамления Сибирской платформы (Говердовский, 1998). Этот массив тяготеет к узлу пересечения двух крупных зон разломов: северо-западной Алахинской системы разломов и северо-восточного Урыль-Ак-Алахинского сквозного разлома. Непосредственно примыкающие к Алахинскому массиву гранитоиды синорогенного батолитового комплекса пользуются преобладающим распространением. Эти гранитоиды, по-видимому, имеют средиедевонский возраст. Собственно Алахинский шток расположен непосредственно внутри обширного Рахмановского гранитоидного плутона и прорывает биотитовые и мусковитовые граниты и гранодиориты, имеющие возраст около 180 млн. лет. Возраст Алахинских сподуменовых гранитов еще более молодой – около 155 млн. лет.
Верхняя часть обнажающегося разреза Алахинского штока (северная и средняя части так называемого западного выхода) сложена мусковит-сподуменовыми альбитовыми гранитами. Средняя часть и подошва разреза (юго-западного и восточный выходы) представлена мусковит -сподуменовыми гранитами с олигоклазом.
   Как полагает В.А. Говердовский (1998), уникальность гранитов Алахинского штока заключается в его генетических особенностях. С одной стороны геологические свойства этих гранитов – условия залегания, характер контактов со вмещающими породами, наличие эндоконтактовых оторочек тонкозернистых пород, похожих на «зоны закалки», свидетельствуют о магматическом характере внедрения. Однако, ряд признаков – структурные взаимоотношения минералов, отражающих явления замещения и порфиробластеза, говорят о сложных процессах поздне- и постмагматического петрогенеза, в котором большую роль играли расслоение флюиднонасыщенного расплава, а также магматические и метасоматические явления. С этой точки зрения Алахинский шток сподуменовых гранитов представляет собой настоящий памятник природы мирового значения, на котором могут отрабатываться модели исходного магматического расплава и вырабатываться поисковые признаки для научного прогнозирования и разведки подобных месторождений.
   Последние и обусловили порфировидную структуру, которая, в свою очередь, наряду с грубой зернистостью, вызывает и сравнительно слабую устойчивость этих пород к выветриванию.
С интрузивными телами плоскогорья связано известное Калгутинское месторождение вольфрама. Это месторождение было открыто в 1937 г. В.А. Журкиным (Лузгин, 1998). Однако, в связи с труднодоступностью (месторождение располагается на абсолютных высотах около 3000 м) оно почти не разрабатывалось. Лишь во время Второй Мировой войны заключенные ГУЛАГа проложили к месторождению автомобильную трассу через плоские водоразделы pp. Тархаты, Жумалы и Джасатера. Заключенные и работали в это время на эксплуатации особенно богатых вольфрамом участках.
   Месторождение приурочено к гранитному массиву, прорывающему вулканогенные породы среднего девона, состоящие преимущественно из кварцевых порфиров. Калгутинские граниты представляют собой многофазовую интрузию (Лузгин, 1998). Первоначально были образованы порфировидные биотитовые граниты, которые слагают большую часть массива. Мусковит-биотитовые и мусковитовые лейкократовые граниты более поздних фаз интрузии залегают по направлению удлиненной широтной оси массива. Важной структурной особенностью месторождения является его насыщенность дайками редкометалльных гранит-порфиров (эльванов) и так называемыми онгонитами – наиболее обогащенными ультраредкометальными породами. Все эти образования группируются в широкий ореол северо-восточного простирания.
Рудные участки в Калгутинском вольфрамоносном поле локализуются не только в гранитах, к которым приурочена серия кварцевых жил как собственно Калгутинского месторождения, так и наиболее внутреннего по отношению к нему Жумалинского рудопроявления (Лузгин, 1998). Рудные участки концентрируются также и в вулканических породах экзоконтактовой зоны, где выявлены наиболее низкотемпературные рудные жилы, включающие барит и флюорит. Крутопадающие вольфрамит-кварцевые жилы Калгутинского месторождения размещаются в зоне полосой в 0.5-2 км, в которой широко развиты дайки. Установленная длина жил варьирует от нескольких метров до 330 м с преобладающей мощностью до 1 м. В одной из жил (жила №87) сосредоточено до 40% всех разведанных запасов Калгутинского месторождения вольфрама.
   По мнению А.Н. Рудого, З.В. Лысенковой и др. (2000), Калгутинское вольфрамит-кварцево-гидротермальное месторождение также может быть отнесено к геологическим памятникам природы Алтая. Кроме этого, сам рудник (включающий все его участки) является и важным историческим документом. Без крепей, обваливающиеся прямо на глазах, эти залитые натеками льда штольни являются безмолвными памятниками сталинской эпохи пренебрежения к человеческим жизням.
  Сейчас основная штольня представляет собой серию горизонтальных горных выработок, находящихся на различной глубине и соединенных вертикальными рассечками. С одной из штолен 3-километровой длины восстающая выходит на дневную поверхность уже за перевалом Жумалы-Калгуты, в верховьях одного из правых истоков последней. Восстающая снабжена 15 лестницами общей высотой 57 метров. Это, в частности, делает возможным маршрутное достижение Калгутинской депрессии не через перевалы Теплый ключ или Калгутинский (где даже в сухую погоду поверхность труднопроходима для автомашин-вездеходов), а «сквозь гору», через Жумалинскую штольню.
   Среди рыхлых четвертичных отложений наиболее распространены солифлюкционно-эллювиальные, которые приурочены к пенепленезированным территориям с экзарационно-денудационным рельефом. Это участки, приподнятые над днищами долин рек и озер на высоты от нескольких до 400 метров. Они имеют относительно выровненный плоскохолмистый микрорельеф с общим уклоном в направлении главной реки. Здесь часто встречаются западины разных размеров, озера в виде блюдец, которые могут пересыхать. Сильная выровненность может быть молодым образованием, связанным с морозными процессами.
В пределах плоскогорья Укок широко распространены морены, часто они характеризуются небольшой мощностью и перекрывают коренные породы палеозойского возраста. Они чаще всего приурочены к поднятиям с характерным альпийским типом рельефа, которые приподняты относительно днищ долин рек на высоты до 1000 метров.
   Для пониженных участков – котловин характерен аккумулятивный ледниковый рельеф. Однако это не значит, что здесь нет возвышенностей и понижений. Они есть, но отличаются небольшими амплитудами – до 50 метров.
Реки, берущие начало на пенепленизированных участках часто имеют долину в виде трогов и вытекают из цирков и каров разных размеров. Такие реки наиболее характерны для бассейна р. Джазатор. Для пенепленизированных территорий характерны такие формы рельефа как останцы и каменные россыпи. Последние часто являются результатом деятельности многочисленных замерзаний и оттаиваний почво-грунтов. Детально геоморфологическое строение территории рассмотрено в работах Н.Н. Михайлова (1995, 1997, 1998).
   Горное оледенение и распространение многолетней мерзлоты внесло свой вклад в своеобразие рельефа и протекание современных геологических процессов. Дольно детально вопросы оледенения территории парка и палеогеографические реконструкции обсуждаются в монографии А.Н. Рудого, З.В. Лысенковой и др. (2000). Так, авторы предполагают существование ледоема в недалеком по геологическим меркам прошлом на территории плоскогорья Укок. Во время максимального оледенения либо сразу после него во впадинах плоскогрья Укок существовали ледниково-подпрудные озера. Все речные долины в период максимума оледенения были заняты людом. Распад оледенения, по мнению авторов, сопровождался коллапсами ледоемов, катастрофическими прорывами ледниковых плотин и фладстимами. Однако, эти вопросы до сих пор остаются дискуссионными.
Палеогеографическая история территории хорошо прослеживается в рельефе. Стадии отступления и наступления ледников картируются по различным ледниковым отложениям. Это наиболее характерно для южной части парка (массив Табын-Богдо-Ола). Кратко охарактеризованное геологическое строение позволяет утверждать, что морфология района, особенно его микрорельефа определяется составом горных пород, различной степенью их устойчивости в изменяющихся природных обстановках, сопротивляемостью процессам выветривания. Структурно-текстурные различия отложений (элементы залегания, слоистость, зернистость и т.п.) предопределяют величины и формы обломочного материала при поверхностном разрушении горных пород.
Рельеф территории парка сложный и представлен двумя основными типами – средне- и высокогорный рельеф горных хребтов южного окаймления парка, а также выровненный рельеф высокогорного плоскогорья (Рудой, Лысенкова и др., 2000). Само плоскогорье Укок расположено на высотах свыше 2000 м над уровнем моря и представляет собой сложное сочетание поднятий и впадин. С севера плоскогорье ограничено Укокским хребтом (высоты 3150-3250 м), с юга – северным макросклоном хребта Южный Алтай, массивом Тавын-Богдо-Ола и западной частью хребта Сайлюгем. Высоты этого горного обрамления изменяются до 2700 до 4117 м (г. Намрайдал).
Сама поверхность плоскогорья образована двумя котловинами – Бертекской и Тархатинской. При этом Бертекская котловина полностью расположена в границах парка. Детальная характеристика геоморфологического сроения Бертекской котловины приведена в работе Н.Н. Михайлова (1998). По морфологическим и морфометрическим признакам эта котловина может быть подразделена на два понижения (или впадины): восточное — Калгутинское и западное — Акалахинское. Калгутинская и Акалахинская впадины разделены местным водоразделом, относительное превышение которого составляет 150-170 метров.
  Днище Калгутинской впадины относительно выровненное, слабо заболоченное, с незначительным развитием термокарстового микрорельефа. В южной части впадины отмечен ледниково-аккумулятивный рельеф, местные водоразделы везде перекрыты «прозрачным» чехлом хорошо окатанных эрратических глыб. Средняя абсолютная высота днища Калгутинской впадины — 2200-2400 м при ширине от 5 км на северо-западе до 3 км на востоке. Общая длина котловины соответствует простиранию долины р. Калгуты и достигает от ущелья последней около 40 км.
   Акалахинская впадина имеет общее ССВ простирание и протягивается в этом направлении до устья р. Ак-Кола почти на 40 км при ширине около 15 км в своей широкой части. Плоское днище этой впадины характеризуется холмисто-западинным моренным рельефом с участием водно-ледниковых форм. Широко представлены также термокарстовые образования. Средняя высота днища Акалахинской депрессии на 100-200 м меньше, чем Калгутинской. Обращает на себя внимание большое количество озер, занимающих, как правило, депрессии в моренном рельефе. Наибольшее количество озер и самые из них крупные приурочены к днищу Акалахинской впадины.
   Ограничивающие Бертекскую котловину с востока на запад юго-западные отроги хр. Сайлюгем начинают приобретать здесь, в отличие от его основной, восточной, части, многие черты альпийского рельефа: увеличиваются густота расчленения и углы падения склонов, подножья крутых склонов завуалированы обвально-осыпными шлейфами, водосборные воронки на средних гипсометрических уровнях носят черты настоящих каров и цирков. Осевая часть хребта, по выражению Н.Н. Михайлова и А.Г. Редькина (1997), имеет на этом участке S-образный в плане рисунок, а максимальные абсолютные высоты Сайлюгема превышают 3500 м. Крутизна склонов в среднем не превышает 15°, а относительное превышение над днищами внутригорных депрессий составляет максимум 1000 м. Здесь, в самой высокой части хребта Сайлюгем, в правых истоках р. Аргамджи, обнаружено несколько небольших висячих ледников общей площадью 1,5 км2.
ассив Табын-Богдо-Ола, ограничивающий плоскогорье Укок с юга и юго-востока, представляет собой своеобразный морфоструктурный «замок» на стыке Сайлюгема и хребтов Монгольский и Южный Алтай (Рудой, Лысенкова и др, 2000). Этот массив является частью Великого мирового водораздела, который разграничивает реки бассейна внутренних бессточных котловин Центральной Азии и бассейна Северного Ледовитого океана.
   В.Е. Арефьев и P.M. Мухаметов (1996) образно сравнили массив со стволом огромного дерева, обросшего толстыми и корявыми ветвями хребтов, уходящих в беспредельные дали Азии. И В.В. На запад, между истоками Алахи и Бухтармы с севера и долиной Монгольского Канаса и верховьями Кабы с юга, протянулся хребет Южный Алтай. На северо-восток от «замка» ответвляется менее высокий хребет Сайлюгем, а третья ветвь отходит от массива на юг. Это хребет Монгольский Алтай. Горный массив Табын-Богдо-Ола плавно («подковой») выгибается на север в сторону плоскогорья и превышает последнее на 1800 м. С западной, восточной и южной сторон массив отчетливыми морфотектоническими ступенями высотой в несколько сот метров отделяется от соседних хребтов.
   Табын-Богдо-Ола представляет собой мощный современный горно-ледниковый центр. Именно здесь располагаются крупнейшие ледники не только Алтая, но и всей Сибири. Со стороны плоскогорья Укок, в верховьях левых истоков р. Аргамджи и в истоках р. Кара-Чад, развиты ледники разных морфологических типов. Самый крупный горно-долинный ледник массива Табын-Богдо-Ола, ледник Потанина, залегает в верховьях р. Цаган-Сала-Гол и стекает в Монголию. Его длина более 11 км и площадь около 40 км2.
   Хребет Южный Алтай представляет собой крайний южный форпост плоскогорья Укок. Этот хребет в целом ниже массива Табын-Богдо-Ола, его средние абсолютные аысоты находятся в интервале 2800-3000 м, и лишь отдельные вершины достигают высоты 4 км. Несмотря на относительно небольшую высоту, в отличие от Табын-Богдо-Ола, хребет Южный Алтай имеет яркий альпинотипный облик с присущими последнему гребневидными водоразделами, глубокими, часто – сквозными долинами-трогами и крутыми, около 45° обвально-осыпными и лавинными склонами. Верховья речных долин венчаются хорошо развитыми ледниковыми цирками и отдельными глубокими карами.
  Современные рельефообразующие процессы территории связаны, прежде всего, с выветриванием (прежде всего, морозным). Водная эрозия распространена лишь в горных массивах, с юга обрамляющих плато Укок. В связи с широким распространением многолетнемерзлых пород на плато, современные климатические потепления ярко проявляются в рельефе, способствуя активизации термокарстового феномена на плоскогорье.

Регистрация/ Вход

Использовать для входа/выхода данную кнопку