<Стратифицированные образования:

<1    — кристаллические сланцы и гнейсы, кварциты (теректинская свита позднего протерозоя и более молодые метаморфические породы);

<2    — мраморы, мраморизованные известняки; известняки (баратальская свита рифея и каянчинская свита силура);

<3    — алевролиты, песчаники, конгломераты (горно-алтайская свита позднего кембрия-раннего ордовика);

<4    — песчаники, алевролиты, известняки, конгломераты (каракудюрская и уландрыкская свиты раннего девона, бельгебашская и ташантинская свиты среднего девона, бар-бургазинская и богутинская свиты позднего девона, бет-суканская свита раннего силура);

<5    — основные и кислые эффузивы и туфы (манжерокская и каинская свиты кембрия, куратинская и аксайская свиты среднего девона);

<6    — сланцы, алевролиты, каменные угли (кызылташская свита карбона);

<7    — глины, конгломераты, галечники, бурые угли (свиты палеоген-неогена);

<8    — валунники, валунные суглинки, глины, галечники (ледниковые, водноледниковые и другие четвертичные отложения).

<Нестратифицированные образования:

<9    — гранитоиды (плагиограниты, гранодиориты, кварцевые диориты и гранитогнейсы);

<10    — габброиды (габбро-нориты, габбро);

<11    — гипербазиты (перидотиты и серпентиниты).

<Для гранитоидов характерна обширная зона экзоконтакта, менее выраженная у габброидов и практически отсутствующая у гипербазитов.

<Описанные литологические типы подверглись складчатым деформациям, однако не каждый всем шести их разновидностям. Выделено шесть структурно-литологических групп, а в них — 15 подгрупп. Группы определены по вещественному составу, подгруппы — по вещественному составу и структурным особенностям. Исключение составляет группа интрузивных образований, подгруппы которой выделены только по вещественному составу.

<Группа новейших слаболитифицированных и нелитифицированных образований А включает две подгруппы. Палеоген-неогеновая подгруппа А₁ представлена литологическим типом 7 (карачумская, кошагачская, туерыкская, кы-зылгирская, бекенская, башкаусская свиты). Плейстоцен-голоценовая подгруппа А₂ представлена литологическим типом 8 (ледниковые, водно-ледниковые, пролювиально-аллювиальные осадки). Отложения обеих подгрупп собраны в складки VI типа. К группе А тесно примыкают специфические нелитологические образования, достаточно широко распространенные в высокогорье юго-востока Алтая. Речь идет о ледниках и фирновых полях. Их можно объединить в третью подгруппу группы А, но мы делаем это лишь на схеме пространственного распространения структурно-литологических групп (рис. 31), поскольку считаем, что этот объект требует отдельного рассмотрения, так как принадлежит уже не литосфере, а гидросфере.

<В группу терригенных хорошо литифицированных образований Б входит четыре подгруппы. Кембрий-ордовикская Б₁ представлена литологическим типом 3 (горно-алтайская свита). Отложения этой подгруппы собраны в складки II типа. Ордовикская подгруппа Б₂ представлена литологическим типом 4 (ханхарийская и таарлаганская свиты). Ее отложения собраны в складки

3 объединяет отложения типа 4, собранные в складки IV типа (каракудюрская , уландрыкская , ташантинская, белгебашская, бар-бургазинская, богутинская и бетсуканская свиты). Карбоновая подгруппа Б₄ включает породы литологического типа 6, дислоцированные по V типу (кызылташская свита). Следует отметить , что этот литологический тип и этот тип складчатости характерны только для данной подгруппы.

<Группа карбонатных образований В объединяет две подгруппы: рифейско-кембрийскую В₁ и силурийскую В₂. Они представлены литологическим типом 2, а различаются тем, что первая подгруппа дислоцирована по I типу (бара-тальская и каянчинская свиты), вторая — по III типу (белобомская свита).

<Группа метаморфических образований Г условно может быть разделена на две подгруппы. Раннепалеозойская Г₁ включает литологические породы типа 1, дислоцированные по I типу (теректинская свита), палеозойская Г₂ включает породы того же литологического типа, собранные в складки I и II типов (метаморфизованные породы горно-алтайской и других свит палеозоя).

<Группа эффузивных образований Д объединяет две подгруппы. Кембрийская подгруппа Д₁ — это зеленокаменные измененные эффузивы типа 5, собранные в складки I типа (манжерокская и каинская свиты), девонская подгруппа Д₂ — также породы литологического типа 5, но собранные в складки

<Группа интрузивных образований Е включает три подгруппы, выделенные по петрологическим признакам. Гранитоидная подгруппа Е₁ представлена гранитами, гранитоидами и гранитогнейсами. Габброидная подгруппа Е₂ объединяет габбро-нориты и диориты. Подгруппа гипербазитов Е₃ представлена перидотитами и серпентинитами.

<Выделенные нами структурно-литологические подразделения играют далеко не равноценную роль в строении поверхности юго-восточной части Горного Алтая. Пять групп из шести представлены достаточно широко, составляя от 10,7 до 36,5 % от общей площади этой территории. Исключение составляет только группа карбонатных образований, выходы пород которой на поверх-

Рис. 31. Схема распространения структурно-литологических комплексов в юго-восточной части Горного Алтая.

1-3 — группа новейших слаболитифицированных и нелитифицированных образований: 1 — палеоген-неогеновая, 2 — четвертичная подгруппы, 3 — ледники и фирновые поля; 4-7 — группа терригенных хорошо литифицированных образований: 4 — кембро-ордовикская, 5 — ордовикская, 6 — девонско-силурийская, 7 — карбоновая подгруппы; 8, 9 — группа карбонатных образований: 8 — рифейско-кембрийская, 9 — силурийская подгруппы; 10, 11 — группа метаморфических образований: 10 — раннепалеозойская, 11 — палеозойская подгруппы; 12, 13 — группа эффузивных образований: 12 — кембрийская, 13 — девонская подгруппы; 14-16 — группа интрузивных образований: 14 — гранитоидная, 15 — габброидная, 16 — гипербазитовая подгруппы, 17 — границы между структурно-литологическими группами.

Образования группы Б тяготеют к ряду тектонических структур. Подгруппа В₁ образует основу прогибов каледонских антиклинориев и в виде отдельных блоков встречается в пределах раннегерцинского син-клинория. Подгруппа Б₃ полностью соответствует гер-цинским прогибам, а Б₄ — узким грабенам вдоль долгоживущих региональных разломов. Породы группы В тяготеют к двум тектоническим элементам. Образования В₁ не встречаются за пределами салаирских анти-клинориев, а В₂ образуют прогибы в раннегерцинском синклинории.

Образования группы Г слагают тектонические выступы в каледонских актиклинориях. Подгруппа Д₁ распространена только в пределах салаирских антикли-нориев, подгруппа Д₂ совместно с образованиями Б₃ выполняет герцинские прогибы. Образования группы Е распространены в юго-восточной части Горного Алтая наиболее бессистемно, но и они испытывают определенное тяготение к некоторым тектоническим элементам. Так, интрузии Е₁ тяготеют к осевым частям каледонских антиклинориев, а образования, относимые к Е₂ и Е₃, не встречаются за пределами салаирских антиклинориев и выступов в пределах каледонских антиклинориев.

В ходе длительного периода геологической истории в пределах рассматриваемой территории сформировались геологические тела, резко отличные по вещественному составу и характеру залегания, что позволяет выделить ряд структурно-литологических единиц, различающихся по этим признакам.

ность составляют лишь 3 %. Если смотреть по подгруппам, то здесь неравномерность распределения более заметна. Семь подгрупп из 15 (А₂, Б₂, Б₃, Г₁, Г₂, Д₂, Е₂) представляют 87,3 % от общей площади, а на остальные восемь приходится всего 12,7 %.

Пространственно структурно-литологические единицы распространены также достаточно неравномерно. Они отчетливо приурочены к характерным тектоническим элементам, поскольку связаны с ними генетически. Особенности осадконакопления, дислокации осадков и внедрения интрузивов определяют выделение как структурно-литологических, так и тектонических элементов. Так, образования группы А почти исключительно локализованы в пределах альпийских впадин. Подгруппа А₁ тяготеет к их периферии, а А₂ образует почти всю земную поверхность в их пределах.

5.4.  Основные элементы рельефа Юго-Восточного Алтая

Для целей сопоставления геологического строения и рельефа поверхности достаточно воспользоваться несколько модернизированными представлениями, оформившимися в 30-е годы XX в. [Щукин, 1933, 1938], когда в рельефе выделялись макро-, мезо- и микроформы. Под макроформами мы понимаем объекты ранга горных хребтов и межгорных впадин, под мезоформами — объекты типа долин и конусов выноса, а под микроформами — такие объекты,

Рис. 32. Формы макрорельефа юго-восточной части Горного Алтая.

а — границы, отделяющие приподнятые блоки от впадин; б — разделяющие ступени в пределах приподнятых блоков; в — долины рек, приуроченные к новейшим грабенам; г — долины рек, связанные с зонами сдвига.

1    — скальные породы палеозоя, 2-5 — слаболитифицированные и рыхлые породы кайнозоя:

2    — озерные и пролювиальные осадки, испытавшие приразломные дислокации, 3 — коллювиаль-ные осадки, 4 — аллювиальные осадки, 5 — моренные отложения; 6, 7 — зоны разломов: 6 — взбросов, 7 — сдвигов.

как бугры мерзлотного пучения, эрозионные рытвины и т. п. Базовым масштабом для изучения и геоморфологического картографирования макрорельефа в пределах рассматриваемой территории является 1:500 000, мезорельефа — 1: 50 000, а микрорельефа —1: 5000.

При картографировании в масштабе 1: 500 000 можно показать все формы макрорельефа и отдельные наиболее крупные формы мезорельефа, а все остальные элементы низких рангов — только внемасштабными знаками. При картографировании мезоформ (1: 50 000) в масштабе выразимы также отдельные формы микрорельефа. Очевидно, что путем генерализации возможно изменение масштабов картографирования в сторону их уменьшения, но, как правило, не более чем в два раза. Мы не претендуем на универсальность приведенной классификации, однако для юго-восточной части Горного Алтая ее применение очень удобно. Поскольку мы стремимся установить соотношение одноранговых геологических и геоморфологических объектов, то основное внимание уделим формам макрорельефа.

В пределах юго-восточной части Горного Алтая мы выделяем четыре вида макрорельефа (рис. 32 и 33) [Новиков, 1992а, 1996а, 1998]. По сравнению с проведенным в гл. 1 орографическим описанием это более дробное деление, когда из состава хребтов вычленяются составные элементы.

Горные хребты представляют собой вытянутые положительные формы рельефа. Ширина их обычно до 50-60 км, а длина превышает ширину в 2-5 раз. В поперечном разрезе они имеют, как правило, характерное блоковое строение, когда плавно снижающаяся к краям поверхность, объединяющая высотные отметки водоразделов с углами наклона 0-12°, резко сменяется поверхностью уступа с углами наклона 28-30°, ограничивающего хребет. Этот уступ может быть бортом долины или иметь характер одностороннего уступа, отделяющего хребет от дна межгорной впадины или от более низкого соседнего хребта.

Абсолютные высоты водораздельных частей хребтов рассматриваемой территории лежат в диапазоне от 2500 до 4500 м, их превышение над подножием ограничивающего уступа обычно от 1000 до 2000 м, глубина долин колеблется в пределах 300-1000 м. Для хребтов юго-восточной части Горного Алтая характерно двухчленное строение, когда параллельно главному водоразделу их макросклоны нарушают один или несколько уступов, разделяющих хребты на верхнюю и нижнюю ступени. Там, где соседние долины сближены бортами или верховьями, водоразделы отрогов и самого хребта имеют гребневидный характер, но чаще в приводораздельных частях сохранились остатки, местами довольно обширные, уплощенного древнего рельефа.

Долины, дренирующие высокие части хребтов, обычно имеют характер трогов, в более пониженных частях они V-образные. В качестве основных элементов горных хребтов мы выделяем на макроуровне только их верхнюю и нижнюю ступени и примыкающие к ним горные массивы, если же хребет не имеет ступенчатого строения, он выделяется как один элемент. Очевидно, что высоты хребтов определяются тектонически, а повсеместная сохранность фрагментов древнего рельефа дает основание считать, что абсолютные высоты хребтов не испытали существенного снижения в процессе денудации.

Рис. 33. Основные орографические элементы юго-восточной части Горного Алтая.

1-4 — границы между орографическими элементами: 1,2 — тектоногенные уступы (1 — отделяющие приподнятые блоки от впадин, 2 — разделяющие ступени в пределах приподнятых блоков), 3,4 — долины рек (3 — приуроченные к новейшим грабенам, 4 — связанные с зонами сдвига); 5 — сквозные тектоногенные долины; 6 — районы развития кайнозойских отложений; 7 — области выхода на поверхность палеозойских пород.

Хребты: Сальджар (Сж), Инской (Ин), Айгулакский (Аг), Курайский (верхняя ступень — Кр 1, нижняя ступень — Кр2), Чулышманский (верхняя ступень — Чш1, нижняя ступень — Чш2), Чихачева (верхняя ступень —4x1, нижняя ступень — 4x2), Теректинский (верхняя ступень — Тр 1, нижняя ступень — Тр2), Шавлинский (Шв), Северо-Чуйский (СЧк), Катунский (верхняя ступень — Кт1, нижняя ступень — Кт2, выступ в пределах нижней ступени — Кт1-2), Южно-Чуйский (верхняя ступень — ЮЧк1, нижняя ступень — ЮЧк2), Коксинский (Кс), Южно-Алтай-ский (верхняя ступень — ЮАл1, нижняя ступень — ЮАл2). Горные массивы: Кубадринский (Кб), Башкаусский (Бш), Тапдуайрский (верхняя -ступень — Тд1, нижняя ступень — Тд2), Эстулинский (верхняя ступень — Эс1, нижняя ступень — Эс2), Чаган-Узунский (Чу), Чиндагатуй-ский (Чд), Калгутинский (Кг), Саржематинский (Срж). Плато: Укок (Ук), Сайлюгем (Сл). Межгорные впадины: Сорлукольская (Ср), Ештыкольская (Еш), Курайская (денудационная часть — Крв1, аккумулятивная часть — Крв2), Илдыскельская (Илд), Чуйская (денудационная часть — Чкв1, аккумулятивная часть — Чкв2), Кокуринская (Кк), Богутинская (Бг), Самахинская (денудационная часть — Cxi, аккумулятивная часть — Сх2), Тархатинская (денудационная часть — Тх1, аккумулятивная часть — Тх2), Бертекская (Бт).

Плато (плоскогорья) существенно отличаются по всем параметрам от описанных форм макрорельефа. Это крупные, слабо вытянутые положительные формы до 70 км в длину и до 50 км в ширину. Они неглубоко расчленены пологосклонными долинами и представляют собой, по существу, слабо измененные большие участки древнего рельефа. Гидросеть здесь имеет выраженный дендро-видный характер. Высоты плавно увеличиваются от краев к центру. Разница абсолютных высот в краевых и центральных частях плоскогорий составляет обычно 500-700 м, максимальные абсолютные высоты колеблются от 2900 до 3200 м. Как главные, так и боковые водоразделы име-

Горные массивы представляют собой изометричные положительные формы рельефа. Их размеры в поперечнике обычно от 20 до 40 км. Если не учитывать их конфигурации в плане, они во многом сходны с горными хребтами. Массивы имеют аналогичный поперечный разрез, в них также могут выделяться высокая и нижняя ступени. Абсолютные высоты их водораздельных частей, характер долин и водоразделов во многом похожи на соответствующие характеристики хребтов. Долины, дренирующие склоны горных массивов, направлены в разные стороны от центральной части.

В отдельных случаях все отроги собираются в одной точке, и там располагается главная водораздельная вершина — орографически выраженный центр массива, но чаще две или более глубоко врезанные в массив долины соединяются верховьями, образуя сквозные долины. При этом возникает несколько орографических центров с приблизительно равными высотами. Горные массивы располагаются обычно на продолжении горных хребтов и на топографических картах показываются как их части.

ют увалистую форму, местами в них врезаны небольшие кары. Главные водораздельные линии в плане сильно извилисты в связи с тем, что водосборные воронки дренажной сети противоположных макросклонов поочередно вдаются в осевую часть плоскогорий.

Межгорные впадины — последний из четырех типов макрорельефа, выделенный нами в юго-восточной части Горного Алтая. Они различаются по размерам и по высотному положению днища. Все рассмотренные впадины имеют несколько вытянутую форму. Их длина от 15 до 80 км, а ширина от 5 до 40 км. Абсолютные высоты днищ колеблются от 1500 до 2500 м. В отличие от горных хребтов, массивов и плоскогорий в строении впадин помимо денудационных поверхностей большую роль играют аккумулятивные элементы. Продукты разрушения, вынесенные по долинам из окрестных гор, образуют обширные моренные поверхности в высоких впадинах, водно-ледниковые, аллювиальные и озерные в низких. В настоящее время они являются объектами денудации, и реки выработали в них широкие ящикообразные долины глубиной в центральных частях от первых до десятков метров, а по периферии — и до первых сотен метров. В тех местах, где из-под рыхлых отложений обнажается в пределах впадин поверхность палеозойского основания, мы выделяем денудационные части межгорных впадин.

5.5.  Соотношение геологического строения и орографического устройства

В строении района отчетливо выделяются три комплекса геологических тел. Первый сформировался в основном в конце протерозоя-палеозое, второй (преимущественно интрузивный) — на протяжении мезозоя, третий — в кайнозое. Если от момента заложения двух древних комплексов до возникновения наиболее древних из дошедших до нас элементов рельефа прошел большой период времени, то молодой комплекс геологических образований сформировался синхронно с развитием современного рельефа. Естественно, что сопоставление геологического и геоморфологического строения этих палеозойско-мезозойской и кайнозойской генераций геологических тел необходимо проводить раздельно.

Сравнение схем тектонического устройства и распространения структурно-литологических подразделений со схемой орографического устройства однозначно показывает на существование отчетливой связи между расположением и конфигурацией полей распространения осадков из группы новейших слаболитифицированных образований и межгорными впадинами современного рельефа. Есть все основания полагать, что тектонические процессы в этом случае тесно связаны с седиментогенезом и формированием рельефа. Это проявляется как на уровне макрорельефа, когда области развития соответствующих геологических образований в значительной степени пространственно совпадают с расположением аккумулятивных частей межгорных впадин, так и, судя по нашим исследованиям Курайской межгорной впадины [Новиков, 1989], на мезоуровне, где различные по возрасту и генезису геологические тела соответствуют формам мезорельефа.

Это характерно не только для плейстоцен-голоценовой подгруппы структурно-литологических образований, но и для палеоген-неогеновой подгруппы, образования которой выходят на дневную поверхность только в пределах денудационных элементов мезорельефа по периферии межгорных впадин. Новейшие разломы с большими амплитудами перемещения часто образуют естественные границы впадин, как это имеет место на севере Курайской и Чуйской впадин и на юге Бертекской. Очевидно, что существует прямая, генетически обусловленная связь между новейшими тектоническими, структурнолитологическими и орографическими образованиями.

При сопоставлении древних геологических образований, которые слагают все положительные формы рельефа района, с его современным рельефом не приходится ожидать прямой генетической связи между геологическим и геоморфологическим строением. Все структурно-литологические подразделения рассматриваемой территории, за исключением группы новейших слаболи-тифицированных и нелитифицированных образований, сформировались задолго до возникновения современного рельефа. Теоретически возможно несколько типов соотношения геологического строения древних толщ и интрузивных образований со строением современного рельефа.

Во-первых, это пассивное воздействие геологической структуры на рельеф. Оно заключается в том, что экспонированные на земной поверхности горные породы имеют различные физико-химические свойства и вследствие этого в разной степени устойчивы к воздействию экзогенных процессов. В ходе длительной денудации происходит их избирательное разрушение, и более устойчивые образуют возвышенности, а менее устойчивые — понижения между ними. Такие воздействия на развитие рельефа можно считать доказанными, когда в рельефе отчетливо выражены древние геологические тела с нормальными стратиграфическими, древними тектоническими и интрузивными контактами.

Во-вторых, возможно активное воздействие, когда в рельефе находят выражение геологические тела с разломными границами. Это происходит в том случае, если движения по разломам образуют новые тектонические контакты или обновляют старые, одновременно формируя блоковый костяк современного рельефа. Подобные движения давно предложено именовать «морфотектоническими». Теоретические и терминологические аспекты соотношения рельефа и молодых разломных движений подробно рассмотрены Г. И. Худяковым [1977] и повторять их нет необходимости.

Состав кристаллических пород, выходящих на дневную поверхность в пределах горных сооружений рассматриваемой территории, очень благоприятен для проявления избирательной денудации. Здесь развиты такие устойчивые к денудации породы, как гранитоиды, кристаллические сланцы и известняки, которые залегают среди малоустойчивых к денудации песчано-сланцевых толщ. Однако различия в вещественном и структурном строении горных пород на уровне макрорельефа практически не проявляются в геоморфологическом строении (рис. 34). Почти все крупные элементы макрорельефа включают в себя несколько областей распространения пород разных структурнолитологических типов, что никак не отражено в их макро- и мезорельефе.

Рис. 34. Схема соотношения полей распространения устойчивых к денудации пород и возвышенных участков в рельефе юго-восточной части Горного Алтая.

1 — поля, устойчивые к денудации; 2 — возвышенные участки; 3 — возвышенные участки, сложенные устойчивыми к денудации породами.

Так, в пределах Южно-Чуйского хребта соседствуют вершины с отметками около 4000 м, сложенные метаморфическими кристаллическими сланцами и песчано-сланцевыми отложениями горно-алтайской свиты; высокая ступень хр. Чихачева, сформированная девонскими терригенно-сланцевыми толщами, пронизанными гранитоидными интрузиями, соседствует с Тапдуайрским массивом девонских сланцев. В пределах плоскогорья Сайлюгем представлены породы пяти структурно-литологических комплексов, при этом его геоморфологическое строение на макро- и мезоуровне исключительно однородно.

Нельзя утверждать также, что границы между формами макрорельефа повсеместно проходят по смене структурно-литологических комплексов. Это верно только для границ между межгорными впадинами и положительными формами макрорельефа. В остальных случаях связь между нормальными стратиграфическими и интрузивными границами с полями распространения структурно-литологических типов не проявляется.

Избирательная денудация проявляет себя только на уровне микрорельефа, особенно на участках древнего выровненного рельефа, где отчетливо отпрепарированы выходы устойчивых пород, как это имеет место в осевой части Ку-райского хребта, там на древней пологой поверхности кристаллических сланцев и гнейсов отчетливо выступают гряды, сложенные гранитогнейсами. Структурно-литологические свойства коренных пород иногда проявляются и в аккумулятивном микрорельефе долин, расчленяющих хребты. Так, в долинах центральной части Южно-Чуйского хребта, сложенных кристаллическими сланцами и гнейсами, дающими при разрушении много песка, развит эоловый микрорельеф, чего не наблюдается в других хребтах, сложенных эффузивноосадочными образованиями.

Есть все основания полагать, что структурно-вещественный фактор практически не повлиял на формирование крупных элементов геоморфологической структуры юго-восточной части Горного Алтая, однако его роль повышается по мере понижения ранга рассматриваемых геоморфологических объектов. Им можно пренебречь при анализе общего геоморфологического строения территории и его неотектонической структуры, допуская, что все древние хорошо литифицированные породы ведут себя здесь аналогично при разрушении в ходе новейшей тектонической активизации.

Поскольку мы установили, что избирательная денудация мало повлияла на процесс формирования современного рельефа, а древние складчатые горные сооружения были уничтожены в ходе мел-палеогенового этапа выравнивания, можно говорить лишь об обновлении древних тектонических линий в ходе новейшей тектонической активизации. Сравнительный анализ тектонической и геоморфологической схем рассматриваемой территории показывает наличие в ее пределах ряда тектонических элементов, частично выраженных в современном рельефе (рис. 35). Все они являются тектоническими выступами, сложенными позднепротерозойскими и палеозойскими метаморфическими породами, и ограничены зонами крупных разломов.

Курайско-Телецкий и Оройский выступы в современном рельефе выражены Кубадринским горным массивом и западным окончанием верхней ступени Курайского хребта. Теректинский выступ выражен в виде верхней ступени Теректинского хребта и выступа на поверхности нижней ступени Катун-ского хребта. Катуно-Чуйский выступ соответствует осевым зонам верхних ступеней Катунского и западной части Южно-Чуйского хребтов. Таким образом, на новейшем этапе тектонической активизации возобновились движения по отдельным отрезкам многих глубинных разломов, и все без исключения древние горсты, сложенные метаморфическими породами, испытали повторное воздымание.

Определенную связь между девонскими прогибами и современными горными сооружениями можно обнаружить также при анализе их взаимного расположения. Однако степень совпадения границ их здесь намного ниже, чем для перечисленных горстов, ограниченных глубинными разломами. Так, на месте Калгутинского прогиба находится одноименный горный массив, на месте северного отрезка Ташантинского прогиба расположены Тапдуайрский массив и южная оконечность хр. Чихачева, а на месте Бельгебашского прогиба — центральная, самая высокая часть Северо-Чуйского хребта и Эстулинский горный массив. Таким образом, современные крупные горные массивы не приуроче-

Рис. 35. Схема соотношения основных разрывных структур палеозойско-мезозойского и кайнозойского возраста юго-восточной части Горного Алтая.

1 — палеозойские и мезозойские разломы; 2 — кайнозойские разломы; 3 — участки их совпадения.

ны только к Каракольскому прогибу и южной части Бельгебашского, и можно склониться к мнению, что девонские прогибы Алтая были частично инверси-рованы в ходе новейшей тектонической активизации в виде блоков.

Многие границы между элементами макрорельефа, если только они не совпадают с обновленными глубинными разломами, не отражены на среднемасштабных геологических картах. В то же время по комплексу геоморфологических признаков часто несомненна их тектоногенная природа. Наличие крутых прямолинейных склонов, не связанных с эрозионной деятельностью и избирательной денудацией, часто образующих односторонние уступы высотой 300-500 м, пересекающих речные долины, просто не находит другого объяснения. Их сочетание в плане дает характерную картину боковых дислокаций под воздействием горизонтального сжатия по оси субмеридионального простирания с развитием сдвиго-взбросов и взбросов по осям северо-западного и юго-западного (в меньшей степени) простирания.

Очевидно, что геологическое картографирование масштаба 1:200 000, проведенное на большей части рассматриваемой территории и не сопровождавшееся специальными геоморфологическими работами, было ориентировано исключительно на выявление палеозойской геологической структуры. Оно не фиксировало даже новейшие разломы с вертикальными амплитудами смещения до 500 м, рассекающие монотонные осадочные толщи без четких маркирующих горизонтов в тех случаях, когда перемещения по разлому не приводили к контакту пород, относящихся к разным свитам.

Приведенные сведения о геологическом строении и геоморфологии территории свидетельствуют о том, что на протяжении фанерозоя здесь неоднократно формировались горные сооружения. До начала формирования современных горных сооружений на Алтае существовала низменная денудационная равнина, выработанная в сложно построенном геологическом субстрате. Несмотря на то что сведения о древних этапах орогенеза мы получаем, изучая геологическое строение, а данные о новейшем орогенезе — преимущественно при геоморфологических исследованиях, отметим значительное сходство в ориентации и морфологии структур. И древние, и новейшие структуры имеют вид веерообразно расходящихся к северо-западу систем и фиксируют сдвиговые перемещения.

В ходе интенсивных кайнозойских тектонических движений на Алтае не было условий для препарировки геологических тел денудационными процессами. Разрушение растущих горных сооружений свелось не к их высотному снижению, а к их расчленению. Позднепалеозойские движения, сформировавшие основные древние тектонические структуры территории, имели, судя по современным геологическим данным, большие амплитуды горизонтального перемещения, чем мезозойские и тем более кайнозойские. Связано это с тем, что последние происходили в континентальных условиях на фоне увеличения прочности земной коры. Основные кайнозойские разрывные нарушения лишь частично обновляют зоны палеозойских и мезозойских разломов, и кайнозойская структура области деформаций, хотя и имеет сходную форму конского хвоста, образована новой системой разрывов, лишь на отдельных участках наследующих наиболее крупные палеозойские и мезозойские разрывные нарушения.

Если в пределах Монгольского Алтая простирания разрывных структур палеозойского основания и новейших разрывных нарушений совпадают и новейшие нарушения часто обновляют линии древних тектонических контактов, то в Русском Алтае наблюдается повсеместное нарушение этой закономерности. Новейшие разрывы используют здесь палеозойские зоны разломов лишь на отдельных отрезках, а обычно секут их под разными углами. Наиболее часто совпадают с палеозойскими разломными зонами субширотные участки новейших правых сдвигов, и, вероятно, это заложение транспрессионных изгибов напрямую связано с пересечением новейшими сдвигами крупных разломных зон палеозойского заложения. Общей закономерностью в соотношении палеозойской и новейшей структур Горного Алтая следует считать снижение степени унаследованности по сравнению с Монгольским Алтаем.

Глава 6

ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ, СЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЯВЛЕНИЯ НОВЕЙШЕЙ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ АКТИВИЗАЦИИ ТЕРРИТОРИИ

6.1.Сейсмичность Алтая

Сведения о сейсмичности Алтая и сопредельных районов приведены в ряде публикаций [Хованова, 1961; Масарский, Горбунова, 1964; Масарский и др., 1968; Масарский, Кейснер, 1971; Жалковский, 1967; Жалковский и др., 1975, 1978, 1980; Рейснер, 1971; Новый каталог..., 1977; Благовидова и др., 1986; и др.]. Поскольку до начала 60-х годов в регионе отсутствовала сеть сейсмических станций, данные о землетрясениях были неточными. Из-за большой удаленности имевшихся станций наблюдения ошибки в определении эпицентров землетрясений превышали 100 км [Хованова, 1961; Новый каталог., 1977; и др.]. Региональная сеть сейсмостанций была создана в 1959-1962 гг. главным образом для регистрации подземных ядерных испытаний. Большинство упомянутых исследователей основывались на результатах кратковременных наблюдений, полученных в 60-е годы.

Более полной является работа Н. Д. Жалковского и др. [1995], в которой по данным региональной сети сейсмических станций за 1963-1991 гг. исследуются основные закономерности пространственного распределения землетрясений Алтае-Саянской области и степень ее дифференциации по уровню сейсмической активности (частоте возникновения землетрясений). За рассматриваемый период в пределах Алтая в его ближайшем окружении произошло около 1000 землетрясений с К  10 (МП 3,5) (рис. 36). Существующие сведения не позволяют точно определять глубину их очагов. По косвенным признакам устанавливается, что большинство землетрясений региона зарождается в верхней части земной коры на глубине менее 25 км с максимумом на глубинах 10-15 км. В последние годы в процессе анализа пространственно-временных закономерностей сейсмичности Алтая наметился существенный прогресс [Ема-нов и др., 2003].

Землетрясения в пределах мобильной зоны Алтая возникают повсеместно, но по уровню активности территория резко неоднородна. На долю районов с относительно высокой сейсмической активностью, суммарная площадь которых составляет лишь 8 % от общей площади, приходится около 65 % всех регистрируемых землетрясений. Основные эпицентральные зоны расположе-

Рис. 36. Схема расположения эпицентров землетрясений с К  10 (М  3,5) (по [Жалковский и др., 1995] с изменениями).

Штриховкой отмечены горные сооружения Алтая.

ны на границах Русского Алтая с Тувой и Зайсанской впадиной, Монгольского Алтая с Котловиной Больших Озер и Джунгарией и в центральной части Монгольского Алтая. Наиболее сейсмичными оказываются главным образом границы горной страны с обрамляющими ее территориями. Считается, что различия в геологическом строении и развитии разных районов сказываются только на частоте землетрясений, но не на их максимальной величине [Жалковский, Мучная, 1979; Жалковский и др., 1995].

Результаты анализа параметров механизма очагов 141 землетрясения свидетельствуют о разделении Алтае-Саянской области на две основные зоны с различной ориентацией осей главных напряжений в земной коре. Поле сейсмотектонических деформаций земной коры, рассчитанное по данным о механизме очагов, характеризуется сложной мозаичной структурой при относительной устойчивости направлений оси максимального укорочения. Условная граница между этими зонами проходит вдоль Шапшальского хребта и по восточной окраине Монгольского Алтая. В западной зоне, включающей в себя Русский и Монгольский Алтай, земная кора находится в условиях преимущественного близгоризонтального сжатия, разряжающегося в горизонтальных подвижках в северо-северо-западном направлении. В восточной зоне, охватывающей Западный и Восточный Саяны, южную часть Тувы и прилегающую к ней территорию Западной Монголии, преобладающее близгоризонтальное сжатие реализуется преимущественно в северо-северо-восточном направлении.

За последние 250 лет катастрофические землетрясения многократно происходили в Монгольском и Гобийском Алтае [Молнар и др., 1995]. В Горном Алтае и в пределах его ближайшего обрамления за период инструментальных наблюдений до событий 2003 г. были известны, за двумя исключениям, только мелкие и средние землетрясения.

Этими исключениями являются землетрясение 21.09.1923, названное Чуйским 1, с магнитудой 6,0, эпицентр которого из-за продолжающихся боевых действий гражданской войны в данном районе Алтая специалистами не посещался, и Зайсанское землетрясение, произошедшее 14 июля 1990 г. Магнитуда его была 6,6-6,9; 3 августа того же года последовал афтершок с магнитудой 6,0-6,3; интенсивность сотрясений в эпицентре не превышала 8 баллов по шкале MSK-64. Гипоцентр главного толчка находился на необычно большой для региона глубине (35-40 км), что обусловило относительно небольшую площадь области 8-балльных сотрясений на поверхности (рис. 37). Значительная глубина расположения гипоцентра обусловила сравнительно скромное проявление геологических явлений, вызванных землетрясением. На поверхности возникли небольшие трещины, наблюдались грязевые и водопесчаные выбросы из трещин и грифонов, а также мелкие обвалы коренных пород [Рогожин, Леонтьев, 1992а, б].

Сильные землетрясения 2003 г., произошедшие на территории, прежде являвшейся относительно спокойной, грянули буквально как гром среди ясного неба. По удачному стечению обстоятельств годом раньше именно на этой территории развернут сейсмологический полигон, так что со временем будет дана достаточно полная картина активизации сейсмических процессов. По данным Геофизической службы СО РАН, только с 27 сентября по 15 октября 2003 г. произошло 77 сейсмических событий с М   3,5, из которых у трех наиболее сильных магнитуда составила 7,5, 6,0 и 6,9, и они вызвали сотрясения силой до 4 баллов на удалении до 1000 км от эпицентра. Эти толчки, ощущавшиеся в крупных городах Алтайского края, Кемеровской и Новосибирской областей и в Восточном Казахстане, вызвали панику среди населения. За этот период пять толчков имели магнитуду 5 и более. Всего в пределах зоны активизации сейсмических толчков разной силы к началу 2004 г. произошло уже более 2000, и процесс, постепенно затухая, все еще продолжается.

6.2. Мощность земной коры Алтая и сопредельных регионов

Сведения о мощности земной коры на рассматриваемой территории, содержащиеся в опубликованных работах, не равноценны по детальности, и ни одна публикация не охватывает весь Алтай [Морсин, Сурков, 1973; Строение..., 1974; Зорин и др., 1988; Chang-qiang et al., 1993; и др]. Наиболее достоверные данные о мощности и строении земной коры дает интерпретация результатов глубинного сейсмического зондирования. В полном объеме такая информация

Рис. 37. Геологическая схема и разрез плейстосейстовой зоны Зайсанского землетрясения (по [Рогожин, Леонтьев, 1992а,б] с изменениями).

1 — эпицентры (гипоцентры) главного толчка (а) и сильнейшего афтершока (б); 2 — поля аф-тершоков эпицентров (гипоцентров); 3 — породы фундамента (доверхнекарбоновые); 4 — основные разрывные нарушения; 5-8 — отложения: 5 — плиоцен-четвертичные, 6 — верхний мел-миоцен, 7 — пермско-триасовые и юрские, 8 — верхнекарбоновые; 9 — область 8-балльных сотрясений; 10 — раздел Мохоровичича.

имеется только для нефтеносных районов Джунгарии и Западной Сибири. Единичные сейсмические профили заходят на территорию Алтая и сопредельных горных сооружений, однозначно свидетельствуя об увеличении мощности земной коры в их пределах по сравнению с окружающими равнинными территориями. Геофизические данные фиксируют также зоны крупнейших разрывных нарушений, ограничивающих горные сооружения.

Два профиля сейсмологических наблюдений в юго-восточной части Русского Алтая пересекли его юго-западную границу, совпадающую в этом месте с Чарским глубинным разломом. По сейсмологическим данным он прослеживается на глубину до 130 км и падает под горные сооружения Алтая под углом около 70°. Вдоль Калба-Нарымского разлома и Иртышской зоны смятия происходит скачкообразное увеличение глубины поверхности Мохорови-чича на 3-4 км, и близвертикальные нарушения сейсмологических границ прослеживаются по вертикали до глубин в 40 км [Булин и др., 1969]. Джунгарский прогиб отделен от окружающих его горных сооружений крупными разломами субширотного и северо-западного простирания. Поверхность Мохоровичича в его пределах залегает на глубине 38-43 км, погружаясь в южном направлении. Под соседними горными цепями она располагается на глубине 43-50 км и более [Kamen-Kaye et al., 1988].

Мощность земной коры в пределах Бийско-Барнаульской и Кузнецкой впадин составляет менее 40 км, быстро увеличиваясь в пределах горного обрамления до 45 км и более [Строение., 1974]. Менее достоверные сведения о мощности земной коры имеются для территории юго-восточной части Русского Алтая и горных сооружений Западной Монголии. Очень приблизительные оценки этих районов базируются на гравитационных данных и расчетах, основанных на корреляционной связи осредненного рельефа земной поверхности и рельефа поверхности Мохоровичича [Морсин, Сурков, 1973; Зорин и др., 1988, 1990; Zorin et al., 1990]. Наиболее достоверны определения мощности земной коры в пределах северо-западной и северной частей Русского Алтая, где проводилось глубинное сейсмическое зондирование [Крылов и др., 1965; Булин и др., 1969].

В пределах Алтая максимальная амплитуда рельефа земной поверхности составляет около 4,4 км, а поверхности Мохоровичича — более 20 км (рис. 38). В строении рельефа нижней границы земной коры Русского Алтая намечается отчетливое выделение северо-западной и юго-восточной зон. Северо-западная зона характеризуется глубинами до поверхности Мохоровичича менее 50 км и отметками рельефа земной поверхности менее километра. В Бийско-Барнаульской и Кузнецкой впадинах поверхность Мохоровичича залегает на глубинах 40 км и менее. Разница в абсолютных высотах впадин существенно не влияет на глубину залегания нижней границы земной коры. Юго-восточная часть Русского Алтая характеризуется общим погружением поверхности Мохоровичича в южном направлении до глубины более 60 км. На фоне погружения поверхности отмечается ряд незамкнутых поднятий и прогибов [Морсин, Сурков, 1973]. Зоны погружения нижней границы земной коры фиксируются под Калбинским, Теректинским и Катунским хребтами.

Рис. 38. Глубина залегания раздела Мохоровичича в районе Алтайской горной системы (по [Булин и др., 1969; Морсин, Сурков, 1973; Строение..., 1974; Зорин и др., 1988; Chang-qiang et al., 1993]).

1 — изолинии раздела Мохоровичича (глубина залегания ниже ур.м., км); 2 — горные сооружения Алтая; 3 — профили глубинного сейсмического зондирования.

В Монгольском Алтае также наблюдается увеличение мощности земной коры. В его осевой части поверхность Мохоровичича залегает на глубинах 55-60 км. Глубина ее залегания уменьшается по мере приближения к бассейнам обрамления (Джунгария и Котловина Больших Озер), где в среднем составляет 40 и 45 км соответственно. Поднятие Гобийского Алтая, скорее всего, слабо выражено в рельефе поверхности Мохоровичича.

б.З Сейсмогеология Алтая

Участкам земной коры с повышенной мощностью, как правило, соответствуют более интенсивные новейшие и современные тектонические движения. Этот параметр отражает объемность энергетического процесса, протекающего в земной коре, и, следовательно, его взаимосвязь с магнитудой землетрясений, происходящих на этой территории [Николаев, 1991]. Молодые горные сооружения, формирование которых интенсивно продолжается, имеют повышенную сейсмичность. В прошедшем столетии катастрофические землетрясения многократно происходили в Монгольском и Гобийском Алтае. В Горном Алтае и в пределах его ближайшего обрамления до недавнего времени [Новиков и др., 2003] такие события не регистрировались.

Возвращаясь с полевых работ из Монголии 27 сентября 2003 г., мы стали свидетелями первого, наиболее сильного толчка с магнитудой, составившей по последним данным 7,5, случившегося в 11ч 33 мин (здесь и далее время по Гринвичу). К первому камнепаду на дороге посередине между Кураем и Акташом мы подъехали через 15 мин после него, не заметив сотрясения во время движения на автомашине. Заночевав в гостинице, мы были разбужены сильными и продолжительными толчками второй волны (в 18 ч 52 мин, М = 7,0). Видимые разрушения ограничивались упавшими печными трубами, развалившимися печами и местами обрушившейся со стен штукатуркой. Разрушения поселка от первых двух толчков позволяют оценить сотрясения в 5 баллов по шкале МSK-64. По дороге в Новосибирск мы наблюдали камнепады вплоть до Белого Бома, а затем выехали из зоны 5-балльных сотрясений.

Мы вернулись на Алтай на следующий день после третьего и пока последнего сильного толчка (01.10.2003, 01 ч 03 мин, М = 6,9). Несмотря на меньшую магнитуду, он ощущался в Акташе значительно сильнее двух первых, поскольку эпицентр располагался ближе. Сотрясения в поселке оцениваются нами в 7 баллов по шкале МSK-64. Они разрушили печи и трубы у тех, кто успел их восстановить, и посеяли панику и недоверие к официальным сообщениям среди местных жителей.

8-балльные сотрясения, зона которых расположена в юго-западном углу Чуйской впадины вдоль ее границы с Южно-Чуйским хребтом, произвели значительные геологические эффекты. Обвалились высокие откосы земляного полотна автодорог. Сформировались разрывы шириной до 0,5 м в рыхлых отложениях. Фонтанировали грунтовые воды со значительными выбросами глинистого материала (до 100 м³). При этом возникли значительные просадки поверхности с образованием. Происходят частые обвалы в рыхлых и скальных обрывах.

Область максимальных 9-10-балльных сотрясений расположена в центре

8-балльной зоны и поражает обилием и масштабами геолого-геоморфологиче-ских преобразований. Обвалы произошли практически во всех скальных выступах. В толще многолетнемерзлых пород сформировался обвал размером до 1000 м в поперечнике и объемом до 30 000 000 м³. Разрывы рыхлых отложений пойм и террас имеют длину до 145 м при ширине до 5 м. Наблюдаются следы фонтанирования грунтовых вод с выбросом до 1000 м³ глинистого материала, после которых остаются огромные зияющие жерла грязевых вулканов. Видно, как крупные валуны, лежавшие на горизонтальной поверхности, подпрыгивали со смещением по горизонтали до 1 м. Зона сосредоточения крупных зияющих разрывов и структур смятия поверхностных отложений образует относительно узкую полосу протяженностью до 5 км к юго-востоку и до 10-15 км к юго-западу от крупнейшего сейсмооползня. Она пересекает долины Кыскыннора (Кускуннура), Талдуры и Чагана, дренирующие южный склон

Северо-Чуйского и северо-восточный склон Южно-Чуйского хребтов, а также водоразделы между ними. Наиболее масштабные разрывы, некоторые длиной более 1 км приурочены к водоразделу Талдура-Кыскыннор.

Сильные землетрясения 2003 г. подтвердили правильность интерпретации многочисленных линейных неэрозионных рвов, оползней рыхлых толщ и обвалов скальных пород Юго-Восточного Алтая как сейсмогенных и оправдали прогноз высокой сейсмической опасности в его пределах. Нами откартированы зоны сотрясений различной интенсивности, относящиеся к трем основным сейсмическим толчкам 27 сентября и 1 октября 2003 г. В силу пространственной сближенности зоны равных сотрясений сливаются, образуя вытянутые в северо-западном направлении овалы. Зона максимальных сотрясений, оцениваемых нами не ниже 9 баллов, пока обнаружена только для первого из трех сильных землетрясений в сентябре-октябре 2003 г. Судя по характеру распределения поверхностных сотрясений, второй толчок практически совпадает с первым и является типичным афтершоком. Третий может оказаться самостоятельным землетрясением с зоной максимальных сотрясений в районе горного узла Биш-Иирду (Северо-Чуйский хребет), слабодоступного в момент проведения работ из-за выпавшего снега. Исходя из ширины зоны 7-балльных сотрясений, трудно ожидать обнаружения в его эпицентре следов толчка силой более чем в 8 баллов. Распространение зон сотрясений разной силы показывает, что в скальных породах колебания затухают быстрее, чем в толщах рыхлых водоносных отложений, выполняющих межгорные Чуйскую и Курайскую впадины, где следы сильных сотрясений прослеживаются на существенно большем удалении от эпицентра.

Наиболее интересна для геологии зона 9-10-балльных сотрясений. Ее основными признаками является наличие крупных поверхностных разрывов и обвалов устойчивых задернованных склонов [Агатова и др., 2004]. Поверхностные разрывы представлены трещинами сдвига, сопряженными с типичными грабенами растяжения и связаны с подвижками по сейсмогенерирующему разрыву, который они трассируют. Судя по их косой ориентировке к направлению линии новейшего разлома, с которым, по-видимому, и связано два первых крупных толчка, и исходя из раздвигового характера этих разрывов, можно предположить правосдвиговый механизм главной подвижки и оперяющий характер наблюдаемых нарушений. Полевое изучение блокового обвала

9-10-балльной зоны показало, что оползни такого масштаба в многолетнемерзлых породах могут развиваться только в результате сейсмических толчков [Новиков и др., 2004]. Прямо на наших глазах происходила деградация мерзлоты в блоках и преобразование обвала в оползень - поток, идентификация которого как сейсмогенного без знания истории его образования будет уже проблематична.

Следует отметить, что произошедшие сейсмические события 2003 г. находятся на пределе чувствительности сейсмогеологического метода. Через несколько лет все деформации, за исключением образовавшихся в пределах 910-балльной зоны, исчезнут. Главный сейсморазрыв проявился на поверхности в виде системы разрывных и пликативных деформаций, поэтому характер смещения по сейсмогенерирующему разлому может быть выявлен прямыми сейсмогеологическими наблюдениями. Все наблюдаемые разрывы вне 9-балльной зоны произошли вследствие растяжения в ходе гидроударов и сейсмо-гравитационных подвижек. Они приурочены к склонам различного генезиса и обводненным участкам.

Многочисленные сейсмодислокации, выявляемые в ходе детального геоморфологического картирования, не оставляют сомнения в высокой сейсмической активности этой территории и в относительно недалеком прошлом [Новиков, 1998]. Сейсмодислокации Горного Алтая отмечались многими, но до последнего времени специально не изучались. Они имеют вид рвов, поверхностных разрывов и крупных обвалов, удаленных от стенок отрыва [Новиков, 1996а]. В связи с низкой до последнего времени сейсмической активностью современного Горного Алтая интерес к палеосейсмодислокациям у исследователей не возникал, и они оставались практически не изученными [Кучай, Тычков, 1987].

Рис. 39. Схема расположения основных сейсмогенных структур и эпицентров сильных землетрясений в Русском (А), Монгольском (В) и Гобийском Алтае (С) (по [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963; Хилько и др., 1985; Молнар и др., 1995] с изменениями).

1 — активизированные разломы; 2 — направление падения сместителя; 3 — правые сдвиги; 4 — левые сдвиги; 5 — эпицентры землетрясений (цифры — номера землетрясений на рис. 40); 6 — районы с абс. высотами более 2000 м.

В последнее десятилетие в изучении геологических следов древних землетрясений наметились существенные изменения. В результате проведенных исследований удалось доказать, что в среднем течении р. Чуи, в Курайской впадине и в западной части Чуйской в прошлом происходили сильные землетрясения с интенсивностью, соответствующей на поверхности 9-10 баллам. Ранее это только предполагалось на основании сходства сейсмотектонических условий Горного и Монгольского Алтая [Рогожин и др., 1995]. Эти землетрясения оставили на поверхности первичные сейсморазрывы и многочисленные сейсмогравитационные дислокации. Сейсмодислокации закартированы на площади длиной 100 и шириной 30 км, что соответствует размерам эпицент-ральной зоны землетрясения с магнитудой более 7. Определение радиоуглеродным методом абсолютного возраста первичных и вторичных сейсмодислокаций позволяет реконструировать как минимум пять неизвестных сейсмических событий с периодом повторения от 1000 до 3000 лет [Платонова, 1998а, б, 1999а, б; Rogozhin et al., 1998; Рогожин и др., 1998, 1999; Рогожин, Платонова, 2002].

Сейсмодислокации Гобийского и Монгольского Алтая после катастрофического Гоби-Алтайского землетрясения 1957 г. неоднократно тщательно изучались, особенно в последние десятилетия. Опубликованные материалы этих исследований дают достаточное представление о характере современного поля напряжений и основных геодинамических тенденциях в развитии горных сооружений Монгольского и Гобийского Алтая [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963; Хилько и др., 1985; Молнар и др., 1995, 1998]. В настоящее время имеются документальные свидетельства о 40 мощных сейсмических толчках с магнитудой 6 и более, произошедших в пределах Алтая. Из них 36 произошли в Монгольском и Гобийском Алтае. Монгольское (1761 г.), Монголо-Алтайское (1931 г.) и Гоби-Алтайское (1957 г.) имели магнитуду более 8 [Молнар и др., 1995] (рис. 39, 40). Подавляющее большинство известных сегодня сейсмоген-ных разрывов Монгольского Алтая относится (по характеру перемещений по ним) к правосторонним сдвигам. Все они происходят по разломам, субпа-раллельным к простиранию всей горной системы — северо-западному.

Фуюньские сейсмодислокации возникли при Монголо-Алтайском землетрясении 1931 г. в результате омоложения одноименного разлома, расположенного вблизи юго-западной границы Монгольского Алтая и Джунгарской впадины. Обновленный разлом отчетливо различим на космоснимках [Tapponnier, Molnar, 1979]. На всем своем протяжении, составляющем более 180 км, омоложенный участок разлома выражен на поверхности разрывом с отчетливыми признаками правостороннего смещения с амплитудой 9-11 м. Исследованиями китайских геологов установлено, что повторяемость сейсмических событий, подобных Монголо-Алтайскому землетрясению, составляет здесь 230 лет. Фуюньский разлом сечет под острым углом палеозойские структуры, представленные разломами, осадочными толщами и гранитными телами, смещая их на 25-30 км. Водотоки, дренирующие юго-западный склон Монгольского Алтая, смещены здесь правосторонними сдвигами на 100 м и более (до 1,5-3,0 км) [Jian-bang et al., 1984].

Рис. 40. Каталог сильных землетрясений Алтая (по [Молнар и др., 1995] с изменениями и дополнениями).

Сагсайский сейсмогенный разлом в приосевой части Монгольского Алтая ориентирован субпараллельно Фуньскому и имеет длину около 35 км. Он представлен на поверхности в виде комбинации систем зияющих трещин растяжения и вывалов, сочетание которых отчетливо свидетельствует о правостороннем смещении вдоль основного разрыва. Детальные исследования структуры показали, что среднее горизонтальное смещение составляет около 2,5 м, а вертикальное — 0,5 м. Уступ пересекает юго-западное подножие горных сооружений и смещает все формы местного рельефа, его хорошая сохранность говорит о том, что он образовался не более 200-300 лет назад [Хилько и др., 1985].

Толбонурский разлом также расположен в приосевой части Монгольского Алтая, к северо-востоку от Сагсайского разлома. Он смещает конусы выноса у подножий хребтов и отделяет хребты от узких впадин. Разлом отчетливо дешифрируется на космоснимках, и по смещению элементов гидросети отчетливо выявляется правостороннее смещение по нему [Тихонов, 1974; Хилько и др., 1985].

Кобдинский разлом проходит вдоль северо-восточной границы Монгольского Алтая. В его пределах выделены два сейсмогенных разрыва. Разрыв, приуроченный к северо-западному окончанию разлома, назван Чихтейн, а структура в юго-восточной части — Ар-Хутел [Хилько и др., 1985]. Структура Чихтейн выражена в рельефе в виде обращенного на юго-запад уступа высотой от 0,5 до 2,0 м, протяженностью около 10 км. Вдоль большей части его отмечается система трещин растяжения, однозначно свидетельствующая о значительном правостороннем смещении по разрыву. По степени сохранности уступа возраст его оценивается в 1000-1500 лет. Структура Ар-Хутел существенно моложе. Она протягивается более чем на 215 км. Правостороннее смещение по разрыву составляет от 1,5 до 5,0 м при вертикальном смещении до 3,0 м. Местами замерено падение плоскости сместителя основного разрыва. В некоторых местах она падает на восток под углом около 50°, в большинстве случаев имеет западное падение.

Поскольку подобные хорошо сохранившиеся крупные поверхностные разрывы могли появиться только при относительно недавнем катастрофическом землетрясении, предполагается, что структура Ар-Хутел сформировалась в результате Монгольского землетрясения 1761 г. Обнаружены также следы неоднократных перемещений по юго-восточному окончанию Кобдинского разлома в более далеком прошлом [Молнар и др., 1995]. Тектоническая активность в зоне Кобдинского разлома реализовалась в 1988 г. в виде мощного Цамбага-ровского землетрясения, сопровождавшегося поверхностными разрывами и сходом мощных ледово-каменных лавин [Авдеев и др., 1989].

На южном окончании Тонхилского разлома, протягивающегося вдоль системы передовых хребтов северо-восточной границы Монгольского Алтая, выделена структура Бидж. Трасса сейсмогенного разрыва выражена в рельефе в виде уступа высотой около метра, имеющего меридиональное простирание. Судя по трещинам растяжения, смещение по разрыву носило характер правостороннего сдвига. Амплитуда смещения оценивается в 2,5-3,0 м, а возраст — в 500-1000 лет [Хилько и др., 1985].

Все имеющиеся на сегодня сейсмогеологические данные показывают, что напряжения, существующие в земной коре в пределах Монгольского Алтая, реализуются в виде прерывистых смещений взбросово-сдвигового характера по разломам, субпараллельным простиранию основных хребтов горной системы. Все изученные сдвиги являются правосторонними. Вертикальная составляющая перемещения по разломам в несколько раз меньше горизонтальной. Лишь на юго-восточном окончании Монгольского Алтая, в зоне его сочленения с Гобийским Алтаем, отмечается несколько структур, относящихся к левосторонним сдвигам [Молнар и др., 1995]. Это связано с их нахождением на продолжении основных сдвиговых структур Гобийского Алтая, где преобладают левосторонние сдвиги [Гоби-Алтайское землетрясение,1963].

Поверхностные разрывы, образовавшиеся в результате Гоби-Алтайского землетрясения 1957 г., изучены совместной советско-монгольской экспедицией почти сразу после серии катастрофических толчков. Подробный отчет экспедиции, опубликованный в 1963 г., до настоящего времени остается образцом комплексного сейсмогеологического исследования, положившим начало формированию не только советской сейсмогеологической школы, но и мировой сейсмогеологии [Молнар и др., 1998].

На основе макросейсмических и иных сейсмологических и геофизических характеристик недавно сделана оценка геомеханических и геокинемати-ческих параметров, а также энергии, выделившейся в результате одного из сильнейших в XX в. Гоби-Алтайского землетрясения. Идея оценки энергии заключалась в прямом подсчете работы, необходимой для перемещения блока пород земной коры на некоторое расстояние. Величина смещения была определена при изучении сейсмодислокаций, сформировавшихся при землетрясении. Макросейсмические исследования позволили также вычислить приблизительно длину и ширину сейсмогенной структуры. Вертикальные размеры основного разрыва приняты равными средней глубине очаговых зон (20 км). Петрофизические данные были привлечены для оценки средней величины плотности пород, слагающих блок, а геомеханические — эффективного значения модуля сдвига. Для Гоби-Алтайского землетрясения значение выделившейся энергии составляет 10¹⁸ Дж [Борисов и др., 1992].

В результате серии мощных землетрясений 1957-1958 гг. в Гобийском Алтае сформировались три крупные системы сейсмодислокаций. Главный поверхностный разрыв Богдо тянется вдоль северной границы Гобийского Алтая, на стыке его с Долиной Озер, надвиг Тормхон примыкает к нему под прямым углом с юга, третья система разрывов - Гурбан-Булак - расположена вдоль южной границы горных сооружений [Солоненко и др., 1960].

Разрыв Богдо протягивается более чем на 250 км. Общее простирание субширотное. По характеру смещения это почти чистый левосторонний сдвиг с вертикальной составляющей смещения 0,5-1,0м на большей части своего протяжения. На отдельных участках разрыв отклоняется от основного простирания (транспрессионные изгибы). Вертикальная составляющая здесь достигает 7-8 м. Плоскость сместителя падает на юг под углом 65-70° [Гоби-Ал-тайское землетрясение, 1963]. Более поздние измерения дают несколько меньшие значения [Okal, 1976]. Весь Гобийский Алтай в результате перемещений по разрыву оказался смещенным к востоку относительно Долины Озер и Хангая. Относительное поднятие при этом составило примерно метр. В западной части разрыва амплитуда сдвига достигает 7-8 м. Вертикальная составляющая перемещения здесь не более 2-3 м. В центральной части разрыва левостороннее смещение составляет 5-6 м, а вертикальное - менее метра. Далее на восток, после примыкания Тормхонского надвига, амплитуда горизонтального смещения снижается до 3-4 м. Восточное окончание разрыва поворачивает к юго-востоку, огибая горные сооружения, вертикальное смещение здесь местами достигает 2-3,5 м. Суммарная амплитуда вертикальных перемещений по данной системе разломов за кайнозой до 3000 м (рис. 41). Если соотношение между вертикальной и горизонтальной составляющими сильно не менялось, то горизонтальные перемещения составили 15-20 км. Опубликованные в последнее время определения скоростей сдвига с использованием данных о концентрации изотопа ¹⁰Be, возникающего в горных породах под воздействием космического облучения, не вызывают особого доверия. Этим методом средняя скорость сдвига за весь период новейшей активизации определена в 1,2 мм/год, что входит в противоречие с данными о скоростях сдвига по геологическим данным (20 мм/год) [Ritz et al., 1995]. Если принять эти данные, суммарная амплитуда горизонтальных перемещений не превышает за период активных движений с конца плиоцена 3000 м, что несовместимо с наблюдаемым преобладанием сдвиговых перемещений по разлому по отношению к взбросовым.

Рис. 41. Геологическое строение зоны перехода от Гобийского Алтая к Долине Озер (по [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963] с изменениями).

1 — отложения голоцена и верхнего плейстоцена; 2 — раннечетвертичные отложения свиты гошу; 3 — неогеновые отложения свиты хунгкурэ; 4 — палеозойские породы; 5 — взбросо-сдвиги.

Тормхонский надвиг примыкает с юга к разрыву Богдо. Общее простирание структуры субмеридиональное. В рельефе трасса разрыва выражена обращенным на восток уступом высотой от 1,0 до 9,5 м (на ровных участках рельефа обычно около 3,5 м), протягивающимся в субмеридиональном направлении более чем на 32 км. Соотношение трассы разрыва с рельефом указывает, что поверхность сместителя полого падает на запад [Солоненко и др., 1960]. Судя по замерам борозд скольжения, имела место также и правосдвиговая составляющая перемещения. В литературе встречаются мнения о сбросовом характере Тормхонской структуры, основанные на том, что суммарная амплитуда левостороннего смещения по обновленному участку Богдинского разлома к западу от места примыкания Тормхона несколько больше, чем к востоку, и это свидетельствует о режиме не сжатия, а растяжения в этом районе [Tapponnier, Molnar, 1979]. Однако следует учитывать, что смещения по Бог-динскому разлому произошли в результате ряда сейсмических событий, а Тормхонская структура одномоментно сформирована в результате Гоби-Алтай-ского землетрясения [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963; Молнар и др., 1995].

Гурбан-Булакская система разрывов протягивается более чем на 70 км в северо-восточном направлении вдоль южного подножия хр. Их-Богдын-Нуру, образующего центральное звено в цепочке хребтов Гобийского Алтая. В рельефе разрывы системы выражены обращенными к югу уступами высотой 4— 8 м (реже 1-2 м). В основном они тяготеют к южным границам цепочки передовых тектонических выступов, прорывающих шлейфы предгорной равнины. Плоскость сместителя падает повсеместно в северном направлении, причем угол падения варьирует в пределах от 30 до 68°. По всем признакам движение по разрывам носило взбросовый характер. Во многих местах непосредственно после землетрясения уступ имел вид нависающего фаса [Гоби-Алтай-ское землетрясение, 1963]. К 1990 г. произошло обрушение первичного тектонического уступа и образование тектоногенного склона с наклоном поверхности, близким к углу естественного откоса рыхлого материала в данном регионе (около 30°). Для большей части разрывов определяется вертикальное смещение от 2 до 4 м [Молнар и др., 1995].

Исследователями Гоби-Алтайского землетрясения были описаны многочисленные мелкие сейсмогенные структуры в районе эпицентра землетрясения, в хр. Их-Богдын-Нуру (Ихе-Богдо), включая интересную структуру обрушения в центральной части хр. Битут [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963]. Все они складываются в общую картину выдавливания горных сооружений Гобийского Алтая по системе пограничных сдвиго-взбросов с опережающим ростом передовых хребтов-форбергов и смещением всей горной системы относительно Долины Озер в результате общего регионального сжатия.

К востоку от описанной зоны сейсмодислокаций на окончании горных сооружений Гобийского Алтая закартированы еще три относительно коротких поверхностных разрыва, связанных с менее мощными землетрясениями. Два разрыва длиной 10 и 20 км тянутся один за другим в направлении, меняющемся с юго-восточного на северо-восточное. Они выражены в рельефе уступами, обращенными на север, высотой 1,5-2,0 м. Плоскость сместителя падает под горные сооружения под углом от 45 до 60°. Горизонтальное смещение не установлено. Образование разрывов связывают с Унегетинским землетрясением 1903 г. [Нацаг-Юм и др., 1971; Хилько и др., 1985]. Третий разрыв образовался при Бурынхярском землетрясении 1960 г. Он выражен в рельефе уступом высотой 0,15-0,20 м, простирающимся в северо-западном направлении примерно на 18 км, сформированным взбросом юго-западного крыла [Нацаг-Юм и др., 1971]. Взбросово-надвиговый характер подвижек при сжатии по оси северо-восточного простирания выявляется при анализе очага землетрясения [Введенская, Балакина, 1960], но детальное изучение разрывов выявляет и небольшой горизонтальный компонент смещения (0,05-0,10 м) [Хилько и др., 1985]. Таким образом, на восточном фланге Гобийского Алтая при образовании сейсмогенных разрывов преобладает взбросообразование.

На северо-западных окончаниях южной и северной границ Гобийского Алтая С. Д. Хилько и др. [1985] выявили еще четыре зоны сейсмогенных поверхностных разрывов с левосторонним сдвигом по ним. Разрывы Баян-Ца-ганского землетрясения 1958 г. протягиваются примерно на 7 км вдоль южного склона хр. Баян-Цаган-Нуру. Вертикальное смещение по ним, судя по высоте отчетливого уступа, не превышает метра. Разрывы системы Чандмань выражены в рельефе эродированным уступом высотой менее метра. Возраст уступа оценивается в 500-1000 лет. Левостороннее смещение выявлено по простиранию сопряженных с уступом валов выпирания.

Структура Мянгайн прослежена более чем на 80 км вдоль северной границы Гобийского Алтая. Она выражена в рельефе уступом высотой от 1 до 4 м, обращенным как к югу, так и к северу. Вероятно, эта структура формировалась многоактно — от 1000 до 1500 лет назад. Невыдержанность по простиранию ориентации уступа свидетельствует о преобладании сдвиговой составляющей смещения. Разрыв Худжиртын расположен западнее. Он протянут в субширотном направлении более чем на 28 км и выражен в рельефе сильно разрушенным, обращенным на север уступом высотой 2,5-3,0 м. Плоскость сместителя, хорошо различимая по зеркалам скольжения в коренных породах, падает под углом 60° на юг под хребет.

Тенденция к левостороннему сдвигообразованию проявляется и в южной части Монгольского Алтая. На границе с Барун-Хурайской впадиной расположен Булганский разлом, выраженный в рельефе субширотным поверхностным разрывом с уступом, обращенным на юг. Его протяженность более 35 км (западное окончание не изучено, поскольку уходит в Китай). Левостороннее смещение устанавливается по валам выпирания и оценивается примерно в 2 м. Вертикальное перемещение не превышает 1 м [Хилько и др., 1985]. По геологическим данным плоскость сместителя падает на север, и по нему длительное время происходит надвигание Алтая на Барун-Хурайскую впадину [Тихонов, 1974].

Преобладающим типом активного разломообразования Алтая является взбросо-сдвиг. Правосторонние сдвиги происходят в пределах Русского и Монгольского Алтая по разломам северо-западного простирания. Левосторонние сдвиги по разломам юго-восточного простирания развиты в Гобий-

А

Рис. 42. Схема увеличения мощности земной коры и высоты горных сооружений Алтая в кайнозое.

А — усредненная высота земной поверхности в осевой части Алтая; Б — глубина залегания поверхности Мохоровичича ниже уровня моря, P — палеоген, N — неоген, Qj — нижний плейстоцен, Qjj — средний плейстоцен, Q_jjj — поздний плейстоцен, Q_JV — голоцен.

ском Алтае. Поле напряжений, связанное с этим сопряженным сдвигообразованием, представлено сжатием в северо-восточном направлении и растяжением по оси северо-западного простирания. Данное поле напряжений в последние десятилетия объясняется сближением Индии и Евразии. Одним из результатов регионального сжатия стало поэтапное увеличение мощности земной коры и высоты горных сооружений в период с олигоцена по голоцен. Основная фаза роста горных сооружений по результатам анализа осадочного разреза впадин приходится на четвертичное время (рис. 42).

В условиях относительно прочной коры континентального типа невозможны значительные сдвиговые перемещения без относительного вращения блоков относительно друг друга. Правостороннее сдвигообразование в Монгольском Алтае частично компенсируется при образовании сбросов и надвигов по нарушениям северо-восточного и северо-западного простирания, развитым в пределах Русского Алтая. Возможно, поглощение сдвиговых перемещений неполное, и происходит поворот Алтая против часовой стрелки по отношению к окружающим его блокам. Подобный механизм компенсации сдвиговых внутриконтинентальных деформаций описан для других регионов [Ekstrom, England, 1989].

Правостороннее смещение по северо-западным разломам Монгольского и Русского Алтая и левостороннее — по субширотным разломам Гобийского Алтая также свидетельствуют о повороте Монгольского Алтая против часовой стрелки относительно Гобийского Алтая. Обе горные системы стремятся развернуться относительно жесткого и изометричного Хангайского блока, образующего упор с северо-востока. Горообразование в пределах Хангая, судя по морфологии новейших структур [Уфимцев, 1995], имеет совершенно другой механизм и связано с длительно существующим там мантийным плюмом [Зорин и др., 1982; Logatshev, Zorin, 1987]. Таким образом, Гобийский Алтай, с одной стороны, а Монгольский и Русский Алтай — с другой, принадлежат к разным блокам, двигающимся в разных направлениях и вращающимся относительно друг друга.

Преобладающими типами активных разрывов в обоих случаях являются косые сдвиги, вертикальная составляющая перемещения по которым в 3-5 раз меньше горизонтальной. Различается только характер сдвиговых перемещений — правосторонний в Монгольском Алтае и левосторонний в Гобийском Алтае. Структуры зеркально-симметричны относительно плоскости северо-восточного простирания. Монгольский и Русский Алтай образованы при реализации одного из возможных направлений сдвиговых деформаций и имеют значительно большие линейные и площадные размеры. Гобийский Алтай является второстепенной зоной деформаций, не уступающей основной по степени напряженного состояния в земной коре и скоростям перемещений по разломам. Более того, он возможно обладает повышенной сейсмичностью, поскольку напряжения, реализующиеся в широкой полосе разрывов в пределах Монгольского Алтая, сосредоточены здесь в пределах сравнительно узкой зоны.

Глава 7

КАЙНОЗОЙСКАЯ ТЕКТОНИКА АЛТАЯ И ЕЕ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЯВЛЕНИЯ

Основными структурами кайнозойской тектоники Алтая являются блоки и разрывные нарушения, которые их разделяют. Блоки обычно имеют форму вытянутых ромбов и трапеций. Они достаточно сильно раздроблены, но амплитуды движения по нарушающим их разломам менее значительны. Внутри-блоковые разломы обычно относятся к взбросам и надвигам, ориентированным вдоль длинной оси блоков, или сбросам, ориентированным вкрест простирания блоков. Эти разломы не выдержаны по простиранию и не распространяются в соседние блоки.

Основными разрывными структурами региона являются косые сдвиги, наиболее крупные из них прослеживаются на всем протяжении Алтая. Взбро-совая составляющая, как правило, существенно меньше сдвиговой. В рельефе блоки выражены в виде возвышенностей, осложняющие их разрывы - в виде уступов на их склонах, а структурообразующие разрывные нарушения - в виде долинообразных понижений, разделяющих основные возвышенности.

Традиционное выделение орографических элементов Алтая очень несовершенно. В гл. 1 мы провели выделение орографических элементов, образующих горную систему, в едином ключе, по принципу их обособленности (от-деленности от соседних глубокими долинообразными понижениями), присвоили им собственные имена там, где были ранее выделены гетерогенные орографические подразделения, соответствующие основным неотектоническим блокам в пределах горных сооружений Алтая.

7.1. Методика выделения неотектонических элементов и основные этапы их формирования

В первом приближении Алтай представляет собой зону дробления литосферы - мобильную зону относительно небольших блоков, расположенную между устойчивыми блоками, многократно превышающими их по размеру. Можно говорить о морфотектонике Алтая как о парагенезисе геоморфологических и неотектонических элементов. В этом случае в выявлении морфотектонических элементов ведущую роль играют геоморфологические методы, в первую очередь геоморфологическое картирование.

Геоморфологи до сих пор ведут дискуссии, начавшиеся еще в 50-е годы, относительно того, какими должны быть геоморфологические карты, на каких принципах должна строиться легенда геоморфологической карты и т. д. и т. п. Простое обсуждение точек зрения наиболее авторитетных исследователей на эти вопросы достаточно объемно [Новиков, 2003а], поэтому мы перейдем к сути вопроса.

В структурной геологии наиболее широко и продуктивно используются карты, построенные по принципу отображения историко-генетических (возрастных) образований: геологических тел и состоящих из них объектов более высокого ранга. Аналогичный подход, по нашему мнению, оптимален и для геоморфологического картирования. Геология изучает строение земной коры, и ее объекты имеют объем, а геоморфология, по определению, изучает рельеф Земли, и выделяемые ею элементы не имеют объема, они являются поверхностями. Геоморфология изучает строение поверхности раздела литосферы с атмосферой и гидросферой, развитие элементов этой поверхности происходит в результате взаимодействия процессов, происходящих в литосфере - эндогенных, в атмосфере и гидросфере - экзогенных. Поскольку существует прямая зависимость экзогенных факторов развития рельефа от эндогенных, даже когда поверхности рельефа являются в первом приближении экзогенными, их анализ позволяет выявить характер действующих эндогенных факторов.

Таким образом, характер стоящих перед нами задач выявления морфотектонической структуры, относящихся к области геологии, не оставляет сомнения в принципах, на которых должно основываться проводимое геоморфологическое картографирование. Основными выделяемыми элементами рельефа земной поверхности в нашем случае являются элементарные поверхности. В геоморфологической литературе они носят неудачное название «генетически однородные поверхности» [Ермолов, 1964]. Это примерно то же самое, что назвать геологические тела «генетически однородными телами». Тут же последуют возражения, что тела эти образованы, возможно, не одним процессом, а группой, и что поэтому они неоднородны, и т. д. Сами авторы этого метода построения геоморфологических карт [Борисевич, 1950; Спиридонов, 1952; Ермолов, 1958] как их только не называли: и гранями, и простыми поверхностями, но закрепилось наиболее неудачное, вводящее в заблуждение название.

По аналогии с понятием «геологическое тело» мы для обозначения элементарных объектов геоморфологического анализа используем термины «элементарная поверхность» или просто «поверхность». Под элементарной поверхностью рельефа мы понимаем плоскую или слабо искривленную поверхность рельефа, характеризующуюся характерными углами наклона (отделенную от соседних линиями перегиба склонов), определенным возрастным интервалом и комплексом сформировавших ее процессов.

Геоморфологическая карта, построенная по принципу выделения элементарных поверхностей, является мощным инструментом исследования. Она позволяет сопоставлять элементы рельефа на больших площадях, их размеры, форму, положение в пространстве. Карта дает возможность одновременно наблюдать предварительно отобранные наиболее значимые геоморфологические элементы в одном масштабе и в одной проекции. Анализируя при помощи карты пространственные соотношения элементов, исследователь устанавливает генетические связи между отдельными элементами, которые могут формироваться одновременно разными процессами (бугристо-грядовое поле конечных морен и обрамляющая его водно-ледниковая наклонная равнина или тектоногенный уступ и обвально-осыпной шлейф в его основании).

Легко устанавливается связь между элементами, формирующимися под воздействием денудации и аккумуляции в рамках одного процесса. Такие элементы образуют устойчивые парагенезисы (например, ледниковая долина и моренное поле в ее устье или эрозионная рытвина и пролювиальный конус выноса). Геоморфологическая карта позволяет делать заключение о формировании одних поверхностей за счет разрушения других и выявляет последовательность событий в ходе развития рельефа показанной на ней территории с той же определенностью, с какой анализ геологической карты позволяет определить последовательность формирования показанных на ней геологических тел.

Мы согласны с В. В. Ермоловым [1964] в том, что земная поверхность может образовываться только тремя способами. Во-первых, денудацией или разрушением прежних поверхностей путем удаления с них материала. Во-вторых, за счет аккумуляции, когда старая поверхность погребается отлагающимся материалом. В-третьих, при разрывах земной коры. Последний вариант, возникающий при дифференцированных движениях по разломам, относительно недолговечен, поскольку почти всегда быстро преобразуется экзогенными процессами, и на месте первичного тектонического уступа образуется денудационный тектоногенный уступ. Последний имеет независимо от реального характера тектонических подвижек вид уступа с углом естественного откоса, это долгоживущий элемент рельефа. Он совпадает по простиранию с обусловившим его тектоническим нарушением и является основным признаком при дистанционном его выделении.

Встречающиеся в научной литературе определения поверхности типа «денудационно-аккумулятивная» или, наоборот, «аккумулятивно-денудационная», несмотря на их широкое распространение, нельзя признать удачными, поскольку здесь очевидна попытка отразить в названии не только процесс, образующий поверхность, но и материал, на котором поверхность развивается. Так, в первом случае обычно имеют в виду денудационные поверхности, вырабатываемые в молодых аккумулятивных образованиях (денудационные уровни на молодых платформах), а во втором - денудационные поверхности в древних породах, имеющие относительно тонкий аккумулятивный чехол (например, денудационные уровни на древних платформах). Такие определения вносят большую путаницу, поскольку употребляются произвольно и затушевывают суть основного рельефообразующего процесса.

Поскольку каждая элементарная поверхность рельефа формируется в определенный промежуток времени под воздействием определенного процесса, то ее форма проста, а угол наклона должен быть характерным. Каждый резкий перегиб склона может быть вызван только сменой образующего поверхность процесса или его направленности и является границей между элементарными поверхностями. Перегиб склона может разделять либо поверхности разного генезиса, имеющие разные углы наклона, либо поверхности одного генезиса, имеющие один угол наклона, но по-разному ориентированные в пространстве. В свое время Ю. К. Ефремов [1949] предлагал называть элементарные поверхности гранями рельефа, а перегибы склонов - ребрами рельефа (по аналогии с описаниями кристаллов), но термины не получили широкого распространения.

Тектонические движения могут перемещать элементарные поверхности рельефа в пространстве и деформировать их путем наклона или изгиба. Выявление таких деформаций при геоморфологическом картографировании происходит обычно только в случае их простого перемещения по вертикали (как это имеет место при дифференцированных блоковых движениях со значительными вертикальными амплитудами относительных перемещений). Сравнительно редко удается выделить деформации при изгибах и наклонах исходной денудационной поверхности, поскольку при этом на поверхности быстро развиваются новые экзогенные процессы, приводящие к ее уничтожению (обычно за счет развития многочисленных эрозионных форм).

Картирование элементарных поверхностей рельефа является до известной степени технической проблемой. Она легко разрешается при наличии у исследователя представлений об основных закономерностях рельефообразования, крупномасштабной топографической основы (не менее 1:50 000), а также аэрофотоснимков близкого масштаба или приближающихся к ним по разрешающей способности современных космических снимков. Работу исследователя на этом этапе облегчает также то, что каждый тип элементарных поверхностей рельефа образуется характерным комплексом процессов и имеет характерный микрорельеф и состав поверхностных отложений, которые хорошо распознаются на дистанционных материалах по свойственному ему фототону.

На каждый выдержанный в геоморфологическом и геологическом отношении регион легко создать легенду геоморфологической карты, сопровождаемую набором эталонов, отражающих вид каждого элемента легенды на аэрокосмоснимках. Как и большинство задач, связанных с сортировкой по формальным критериям, этот этап составления геоморфологической карты хорошо поддается автоматизации. Существующие программы легко выделяют элементы, имеющие равные углы наклона, которые являются основой геоморфологической карты. Процесс автоматизации сдерживается только отсутствием крупномасштабной цифровой топографической основы, а процесс оцифровки обычной топографической карты по времени на порядок превосходит выделение элементарных поверхностей вручную. Пока ведутся только опытно-методические работы в этом направлении [Новиков, 2004].

Хотя основу геоморфологической карты легко построить без проведения полевых исследований, определить возраст и генезис выделенных на ней элементов невозможно без изучения на месте ключевых участков. Нет необходимости исследовать каждый элемент, но каждый выделенный морфогенетический тип элементарных поверхностей рельефа должен быть изучен. При этом устанавливается, выработана ли поверхность в древних породах или образована аккумуляцией, изучаются запечатленные в поверхностных отложениях и микрорельефе характеристики процессов, сформировавших каждый тип рельефа.

Помимо геологического строения поверхностных отложений о генезисе поверхностей свидетельствуют углы наклона (например, образованные комплексной денудацией поверхности выравнивания редко имеют углы наклона более 2°, склоны эрозионных долин и тектоногенных уступов имеют уклон 30° и более). Кроме того, в геоморфологии при нормальном денудационном развитии территории действует правило, согласно которому каждый вновь образованный элемент гипсометрически находится ниже предшествующего, поэтому высоко на водоразделах расположены древние элементарные поверхности, а вблизи днищ долин - более молодые.

При отсутствии тектонических движений или их прекращении эволюция рельефа протекает только под воздействием закономерно сменяющих друг друга экзогенных процессов, образующих характерную структуру элементов. Напротив, тектонические движения изменяют характер экзогенных процессов и приводят к формированию новых типов рельефа, а обычные элементы экзогенного происхождения образуют совершенно новые сочетания. Помимо тектоники на развитие элементов денудационного рельефа оказывает влияние геологическое строение. Поскольку в этом случае проявляются простые отличия в устойчивости различных пород к действию агентов денудации, мы называем такое воздействие пассивным в противоположность активному, оказываемому молодыми тектоническими движениями. Сама по себе выраженность древней геологической структуры в рельефе свидетельствует о длительном состоянии тектонического покоя, которое сопровождалось медленной площадной денудацией. Когда на территории проявляются мощные восходящие тектонические движения, денудация протекает преимущественно по типу линейной эрозии, которая подчеркивает молодые тектонические нарушения, используя их при заложении долин, но практически никогда не препарирует древнюю геологическую структуру.

Геоморфологические карты отражают структуру рельефа, образованную закономерным сочетанием элементарных поверхностей. Их анализ позволяет однозначно восстановить историю развития рельефа отображенной на них территории и выявить характер и роль тектонических движений в его формировании. Это делает геоморфологическую карту фундаментом любого морфотектонического исследования, поскольку она надежно выявляет места наиболее интенсивных молодых тектонических движений, их относительный возраст, направленность и амплитуды (наиболее надежно - их вертикальную составляющую) и намечает участки для детальных исследований выявленных деформаций другими геологическими методами.

Наиболее древними элементами рельефа Алтая являются субгоризонталь-ные денудационные поверхности, встречающиеся в настоящее время на самых разных гипсометрических отметках. Это остатки слаборасчлененного рельефа, существовавшего в пределах рассматриваемой территории в период позднего мела-раннего палеогена. Если попытаться мысленно их объединить, то выяснится, что распространены они закономерно и являются фрагментами нескольких (обычно до трех, иногда более) разновысотных поверхностей, слабо искривленных, слегка наклоненных в разные стороны, разделенных четкими уступами. Поскольку для всех без исключения таких уступов, вскрывавшихся буровыми скважинами и горными выработками, доказано, что они связаны с перемещением блоков по разломам, логично предположить, что это разрозненные фрагменты в прошлом единой глобальной поверхности выравнивания.

Сохранившаяся на разных уровнях кора выветривания полностью подтверждает эту точку зрения [Девяткин; 1965; Адаменко, 1969, 1974; Ерофеев, 1969; Богачкин, 1981; и др.]. Все сохранившиеся фрагменты этой единой поверхности в осевой части Алтая относительно небольшие (1-2 км в поперечнике) и практически горизонтальные (0-2°). На периферии горных сооружений они достигают десятков километров в ширину и длину. Столь обширная денудационная поверхность, развитая по хорошо литифицированным горным породам, не могла целиком иметь углы наклона в диапазоне 0-2°. Очевидно, что сохранились участки плоских невысоких водоразделов, в то время как долины углублены и изменены в ходе последовавшего расчленения. Такая обширная денудационная равнина могла сформироваться только вблизи базиса денудации и должна была иметь относительно небольшие абсолютные отметки высот.

Следующим событием после формирования денудационной поверхности стало ее расчленение широкими неглубокими пологосклоновыми долинами. Оно возникло в результате регионального плавного воздымания с амплитудой в первые сотни метров. Склоны образовавшихся долин имели углы наклона 2-5°, редко до 12°. В несколько видоизмененном виде поверхности этого типа сохранились в бассейне Уландрыка и Ташантинки, в центральной части плоскогорья Укок, в ряде других мест и протягиваются на десятки километров. Фрагменты склонов этих долин сохранились повсеместно в приосевых частях высоких хребтов юго-востока Алтая, где они обрамляют остатки поверхности выравнивания. В пределах широких днищ этих долин происходило накопление продуктов химического выветривания с образованием коры выветривания, с которой начинается разрез новейших отложений рассматриваемой территории.

Синхронно с процессом образования долин происходило заложение основных межгорных впадин. Судя по строению накопленных в межгорных впадинах толщ (см. гл. 4), прогибание впадин юго-востока Алтая, так же как Джунгарии и Западной Монголии, продолжалось с позднего олигоцена до конца миоцена (местами плиоцена) и компенсировалось накоплением толщ озерных осадков. Усиление врезания произошло в результате быстрого роста горных сооружений в конце неогена-начале четвертичного периода. В это время во впадинах Алтая прекратилась озерная седиментация и стали преобладать аллювиально-пролювиальные процессы. Врезающиеся долины имели выраженный V-образный характер. Крутизна их склонов составляет 28-30°. Этот этап врезания был следствием блоковых движений, о чем свидетельствует формирование тектоногенных уступов, возникших в это же время в результате дифференцированных движений блоков по разломам, разнесшим на разные гипсометрические отметки фрагменты поверхности выравнивания и сопряженные с ними склоны пологих равнин первого этапа врезания.

В результате блоковых движений возникли все основные элементы современного рельефа территории. В поднятие были также вовлечены краевые части отложений межгорных впадин. Они при этом интенсивно дислоцировались, а затем срезались денудацией, образовав наклонные предгорные равнины с уклоном 4-5°. Молодые V-образные долины получили широкое развитие на большей части юго-востока Алтая, за исключением участков, испытавших относительно слабое воздымание, где сохранились в малоизмененном виде пологосклоновые долины первого этапа врезания.

Крупным событием в истории развития рельефа юго-востока Алтая стали четвертичные оледенения, проявившиеся почти на всей территории. Характер оледенения в решающей степени определялся геоморфологическим фактором. В высоких горных хребтах и массивах, образовавшихся на месте приподнятых неотектонических блоков, развилось мощное горно-долинное оледенение, сопровождавшееся образованием глубоких V-образных долин. Горнодолинные ледники из-за больших продольных уклонов активно двигались по долинам, и хотя почти их не углубили, но придали им волнистый продольный профиль и расширили их. При этом объем вынесенного материала соизмерим с объемом выноса за обе предшествующие стадии врезания.

В пределах плоскогорий с пологими долинами первого этапа врезания сформировались полупокровные ледники, которые послужили, скорее, фактором консервации. При их таянии образовались лишь небольшие врезы в днища этих долин. Судя по распределению ледниковых отложений (см. гл. 4), ледники последнего оледенения полностью занимали высокогорные впадины (типа Сорлукульской, Тархатинской и Бертекской) и заканчивались на периферии впадин с более низкими гипсометрическими положениями днищ (типа Курай-ской и Чуйской). Покровные ледники также занимали значительные площади в северо-восточной части Алтая. В ходе сокращения последнего оледенения в межгорных впадинах сформировались обширные флювиогляциальные шлейфы, образующие наряду с моренными комплексами аккумулятивную часть их поверхности.

Как положительные, так и отрицательные формы макрорельефа рассматриваемой территории связаны с неотектоническими блоками разной конфигурации и вертикальной составляющей перемещения. Вероятно, все неотекто-нические блоки испытали воздымание на новейшем этапе. Даже реликты поверхности выравнивания в центральных частях межгорных впадин, погребенные под мощной толщей кайнозойских отложений, нередко находятся ныне на абсолютных высотах 500-700 м над уровнем моря. В пределах наиболее отставших в поднятии блоков сформировались межгорные впадины, на месте незначительно приподнятых над ними крупных изометричных блоков образовались плоскогорья, узкие протяженные возвышенные блоки послужили основой для образования горных хребтов, а небольшие возвышенные изометрич-ные блоки дали начало формированию горных массивов.

7.2. Морфология и кинематика основных структурообразующих разрывных нарушений

Неэрозионный характер крупных речных долин Алтая отмечают практически все исследователи, начиная с В. А. Обручева [1915]. Склоны долин имеют слабую расчлененность, прямолинейность на большом протяжении и наличие тектоногенных уступов. Для коренного ложа осадков долин характерны переуглубленные участки - «карманы», в которых в основном и выявляются бурением дочетвертичные аллювиальные образования. Все это можно объяснить только тесной связью заложения и формирования современных долин и зон кайнозойских разломов на всем протяжении истории их развития.

Большинство современных межгорных впадин имеют рамповый и полу-рамповый характер. С одной или с двух сторон на эти впадины по разломам надвигаются хребты. Такое строение характерно для Джулукульско-Сайгоныш-ской, Чуйско-Курайской и Бертекско-Нарымской систем впадин. Надвиг Курай-ского хребта на Чуйскую и Курайскую впадины обнаружен еще в 30-е годы [Аксарин, 1938; Мухин, Кузнецов, 1939], а позднее изучался многими исследователями [Щукина, 1960; Лунгерсгаузен, Раковец, 1961б; Девяткин, 1962]. Наиболее полно его исследовал П. М. Бондаренко [Бондаренко и др., 1968б; Бондаренко, 1969, 1976].

Однако Курайская система надвигов не является для Алтая уникальной. Ее известность объясняется доступностью и вскрытием при проходке штолен в ходе разработки Акташского ртутного месторождения, расположенного в зоне разлома. Подобные структуры описаны для тектоногенных границ южных склонов Шапшальского и Теректинского хребтов [Шмидт, 1963], разломных ограничений северных склонов Ивановского, Коргонского, Тигирецкого и На-рымского хребтов [Киров, 1956; Чумаков, 1963]. В.П. Нехорошев [1966] рассматривал надвиги как характерную особенность блоковых перемещений в основную фазу кайнозойского орогенеза Алтая.

Современные представления о характере, параметрах и структурном рисунке внутриконтинентальных сдвиговый, нарушений

А. В. Пейве [1945] введено понятие о глубинных разломах, характеризующихся большими размерами (длина - сотни и тысячи, ширина и глубина - десятки и сотни километров). Эти планетарные структуры имеют длительную историю существования, контролируют магматизм, рудообразование и осадко-накопление [Пейве, 1956, 1960; Суворов, 1973, 1986; Хаин, 1973; и др.]. Подлинная роль этих структур стала ясна только в ходе разработки концепции плитной тектоники, которая базируется на представлениях о существовании в литосфере стабильных участков, от гигантских (плит) до сравнительно небольших (террейнов) [Ле Пишон и др., 1977; Кокс, Харт, 1989; Зоненшайн и др., 1990], разделенных мобильными поясами (зонами разломов) планетарного масштаба.

Внутриконтинентальные мобильные пояса развиты на границах плит и микроплит, сомкнувшихся при поглощении океанической коры в палеозое. К этому разряду относится и территория Алтая. Размеры таких зон составляют сотни-первые тысячи километров в длину, десятки и первые сотни километров в ширину, десятки, редко сотни километров в глубину. По результатам моделирования считается, что длина мобильных поясов в 3 раза и более больше их глубины, а ширина в 1,5-2 раза больше их глубины [Шерман и др., 1983]. Подобные соотношения получены Р. М. Лобацкой [1987]. Средняя ширина и длина Алтая как зоны дробления укладываются в эти пропорции.

В последние десятилетия в связи с развитием тектоники плит заметно активизировались исследования разрывных нарушений. По современным представлениям разломы - это объемные тела с аномально высокой степенью раздробленности и дислоцированности пород по сравнению с окружающими относительно ненарушенными блоками. Одним из первых сложность строения разломных зон отметил А. В. Пейве [1945, 1956, 1960]. Разломные зоны являются объемными объектами и имеют определенную длину, глубину и ширину. Относительно глубины и ширины разломных зон у исследователей сложились разные точки зрения. Традиционно за ширину разлома принимается ширина зоны интенсивного дробления и динамометаморфических преобразований пород, которая у крупных разломов может достигать 10 км [Otsuki, 1978].

Представители нового поколения исследователей шириной разлома считают ширину всей области динамического влияния, в пределах которой выделяют область активного динамического влияния [Шерман, 1977; Шерман и др., 1983; Лобацкая, 1987]. Предлагается включать в разломную зону помимо главного разрыва, областей дробления и милонитизации также целики нераздробленных пород, сохранившиеся между разрывами (тектонические клинья) [Тектонические разрывы..., 1982]. Исходя из этих представлений, всю территорию Алтая можно рассматривать как зону одного глобального разлома, разделяющего крупные тектонические плиты, в пределах которой наблюдаются блоки, разделенные разрывными нарушениями меньшего порядка. В пределах любой крупной зоны разлома наблюдаются магистральный, подчиненные и оперяющие разрывы, участки трещиноватости, тектонические клинья. В зависимости от характера ориентации в пространстве оси напряжения возможны три основные кинематические разновидности разломов: сбросы и раздвиги, взбросы и надвиги, сдвиги [Структурная геология., 1991]. Две последние развиваются в ситуации горизонтального сжатия, а первая - в условиях растяжения, поэтому преобладание среди кайнозойских разрывных структур Алтая взбросов и сдвигов со всей очевидностью свидетельствует о ситуации общего сжатия региона.

Поскольку в ходе сжатия неизбежно возникают зоны растяжения, в пределах Алтая в подчиненном количестве развиты сбросы и раздвиги. Значительную роль они играют только в северо-восточной части территории, где оперяют поворачивающиеся к западу основные сдвиговые структуры. Зоны разломов разных кинематических типов обладают характерными рисунками составляющих их разрывных нарушений в плане и разрезе [Муди, Хилл, 1960; Пейве, 1960; Лукьянов, 1965; Штрейс и др., 1980; Lowell, 1985]. Главными индикаторами режима растяжения являются системы рифтогенных структур [Зо-неншайн и др., 1981; Jackson, White, 1989]. В пределах Алтая они находятся, как правило, в зачаточном состоянии. Единственный хорошо проявленный морфологически грабен растяжения (раздвиг) - впадина Телецкого озера.

Парагенезисы структур режима сжатия широко известны в складчатых областях по периферии платформ. Наиболее хорошо изучены структуры, развитые на месте инверсированных бассейнов седиментации, примерами которых могут служить Альпы и Скалистые горы [Руттен, 1972; Lowell, 1985]. В горных сооружениях этого типа выделяют корневую, внутреннюю, чешуйчато-над-виговую и складчато-надвиговую зоны. Фиксируются развитие шарьяжей и сокращение земной коры по оси сжатия на сотни километров [Lowell, 1985].

Значительно хуже изучены структуры, возникающие на фоне сжатия в областях, испытавших сильное региональное сжатие после продолжительного континентального периода развития. Наличие в их пределах относительно мощной и прочной коры континентального типа не позволяет широко развиваться складкам и шарьяжам. Основными структурами таких областей являются сдвиги и взбросы. Первые широко развиты в самых разных геологических обстановках и, вероятно, являются самыми распространенными на Земле структурами [Бениофф, 1966]; их анализу посвящено множество работ [Муди, Хилл, 1960; Буртман и др., 1963; Лукьянов, 1965; Wilcox et al., 1973; Harding, 1974; Стоянов, 1977; Sylvester, 1988; и др.] (рис. 43).

В парагенезис сдвигов входит целый ряд структур. Вначале развиваются синтетические и антитетические сколы. Первые ориентированы под острыми (15-30°) углами к поверхности магистрального разрыва и направлены навстречу движениям блоков, они имеют то же направление сдвига, что и магистральный разрыв. Вторые перпендикулярны магистральному разрыву и имеют знак, противоположный главному смещению. В парагенез сдвиговых структур входят складки волочения, косо ориентированные к плоскости магистрального разрыва и вытянутые по ходу движения блоков. В этих же зонах присутствуют трещины отрыва, перпендикулярные складкам волочения. На поздних этапах развития сдвигов возможны продольные и обратные косые синтетические сколы [Стоянов, 1977; Sylvester, 1988].

Все отмеченные дислокации располагаются кулисообразно относительно поверхности магистрального разрыва. На его изгибах возникают миндалевидные в плане сгущения оперяющих структур с преобладанием обстановок сжатия (транспрессионные изгибы) или растяжения (транстенсионные изгибы). В зонах последних иногда формируются особые формы грабенов (сдвиго-раз-двиги [Хаин, Соколов, 1993], ромбочазмы [Оллиер, 1984], пулл-апарт впадины [Sylvester, 1988]). Присутствие таких структур в пределах Алтая пока не доказано, но, возможно, некоторые из небольших вытянутых вдоль магистральных разрывов впадин центральной части Монгольского Алтая и северной части Русского Алтая имеют такой механизм образования.

Особенностью сдвиговых структур Алтая является то, что транспресси-онные структуры образуются не только в зонах изгибов магистральных разрывов, но и на значительном протяжении вдоль основных структур. При этом формируются симметрично или асимметрично выдавливающиеся по обе стороны от основного разлома тектонические пластины с выполаживанием в верхней части оперяющих разрывов. Такие структуры в англоязычной лите-

Рис. 43. Пространственные парагенезы сдвиговых зон.

А — по [Silvester, 1988]; Б — по [Стоянов, 1977]; В — по [Lovell, 1972], palm tree structure; Г — по [Cunningham et al., 1996] flower structure.

ратуре называются palm tree structure [Sylvester, 1988] или flower structure [Cunningham et al., 1996a]. Ближайшим по смыслу отечественным термином является «клин выпирания» [Флоренсов, 1965], но он выделен на материале Забайкалья, соответствует структурам умеренного сжатия на фоне общего растяжения и не является синонимом этих терминов.

Употребляемый нами иногда термин «чешуйчатый клин выпирания» нельзя признать удачным, но он более точно соответствует по смыслу исходным терминам. Для отдельных сдвигов характерны прямолинейность и субвертикальность поверхности магистрального разрыва и сужение зоны разлома с глубиной. В зависимости от времени существования увеличиваются количество и размеры оперяющих структур [Harding, Lowell, 1979]. В районах, подобных Алтаю, с линейным строением, сильным поперечным сжатием и сокращением земной коры плоскости магистральных сдвиговых зон в поперечном разрезе веерообразно расходятся.

Фиксируемая геоморфологическими и геологическими методами система активных разломов Алтая имеет плановый рисунок, отчетливо свидетельствующий о сдвиговом характере дислокаций (рис. 44). Это не позволяет согласиться с мнением Г. Ф. Уфимцева, который, анализируя морфологию рельефа Монгольского Алтая, пришел к выводу, что в его пределах происходит простое сокращение литосферы по оси сжатия, без горизонтального смещения блоков [Уфимцев, 1995]. В пределах Русского и Монгольского Алтая основу структуры составляют четыре субпараллельные магистральные сдвиговые зоны с правосторонним характером смещения, прослеживающиеся практически на всем протяжении горной системы. На многих участках разломов фиксируется отчетливая взбросовая составляющая.

Гобийский Алтай представляет собой более простую зону дислокаций, связанную с левосдвиговыми перемещениями по Богдинскому разлому. В пределах Русского Алтая происходит расщепление основных сдвиговых зон, имеющих общее северо-западное простирание. Оперяющие разломы северного простирания носят характер сбросов и раздвигов, а западного и юго-западного простирания - преимущественно взбросами. Таким образом, здесь наблюдается достаточно редкий случай, когда реализуются обе из возможных двух структур окончания сдвиговых зон. Участки земной коры, заключенные между двумя соседним зонами правостороннего смещения, разбиты антитетическими и вторичными синтетическими сколами на ромбовидные блоки, создающие тектоническую основу основных орографических единиц территории.

Новейшая тектоническая структура Русского Алтая характеризуется сложным сочетанием областей сжатия, сдвига и растяжения. Наряду с преобладающими структурами, относящимися к сдвиго-взбросам в его пределах, можно наблюдать практически чистые взбросовые, сдвиговые и раздвиговые структурные ансамбли. Разностороннее изучение этих структур представляется нам важным, поскольку в их пределах соотношение новейшей тектонической структуры, геологического строения палеозойского основания и современного рельефа земной поверхности определяется однозначно и выявленные при этом закономерности помогают разобраться в сложных промежуточных вариантах.

102'

Рис. 44. Схема новейшей тектоники Алтая.

1 — области седиментации кайнозойских отложений в понижениях блоков обрамления (а) и области выходов на поверхность докайнозой-ского основания (б); 2, 3 — впадины мобильной зоны: 2 — позднеолигоценового заложения, 3 — позднеплиоценового заложения; 4—9 — разрывные нарушения мобильной зоны: 4 — правые сдвиги и взбросо-сдвиги, 5 — левые сдвиги и взбросо-сдвиги, 6 — взбросы и надвиги, 7 — сбросы, 8 — раздвиги, 9 — нарушения неясной кинематики; 10 — новейшие антиклинальные структуры; 11 — разрезы; 12 — участки, показанные на рис. 45-47.

Кайнозойские осадки района развиты незначительно. Они сосредоточены в рамповой Май-Копчегай-ской впадине, расположенной у юговосточной границы Курчумского новейшего горста, имеющего взбросовые

Район Курчумского хребта как пример области развития транспрессионных изгибов на окончании сдвиговой зоны. Кур-чумский хребет (рис. 45) расположен в примыкающей к Зайсанской впадине части Алтая, которая часто в литературе называется Южным Алтаем. В геологическом строении его докайнозойского основания в равной степени участвуют позднепалеозойские осадочные, метаморфические и интрузивные породы. Осадочные породы представлены песчаниками, сланцами и алевролитами пугачевской и кыставкурчумской свит. Судя по фауне в редких прослоях известняков, осадконакопление происходило в мелководно-морских условиях. Осадки собраны в узкие изоклинальные складки северо-западного простирания с углами падения крыльев от 50 до 90°.

Метаморфические образования района относятся к амфиболитовой фации метаморфизма и отделены от области развития осадочных отложений зоной крупного разлома северозападного простирания. Маркирующие прослои амфиболитов в метаморфических породах также имеют северо-западное простирание. Интрузивные образования представлены крупными телами и мелкими дайками гранитоидного состава. Последние - премущественно северо-западного простирания. Относительно немногочисленные докайнозойские разрывные нарушения имеют западное и северо-западное простирание.

84°30'

Рис. 45. Схема территории Горного Алтая с режимом сжатия (I — топографическая, II — геоморфологическая, III — геологическая, IV — разрезы).

Здесь и далее на рис.46 и 47:

1 — изогипсы дневной поверхности (а) и дна водоемов (б); 2 — реки; 3 — тектоногенные уступы (а) и ложбины (б); 4 — фрагменты доорогенного рельефа с гипсометрическими отметками и направлениями наклона; 5 — эрозионные долины; 6 — аккумулятивные конусы (а) и шлейфы (б); 7 — аккумулятивные равнины; 8 — песчаники и алевролиты горно-алтайской серии кембро-ордовика; 9 — среднекембрийские туфы и лавы основного состава; 10 — раннесреднеордовикские песчаники и алевролиты; 11 —песчаники и алевролиты кыставкурчумской (а) и пугачевской (б) свит среднего девона; 12 — раннепалеозойские(?) породы метаморфизо-ванные до амфиболитовой фации; 13 — граниты (а) и гранит-порфиры (б); 14 — олигоценовые галечники; 15 — позднеплейстоценовые моренные отложения; 16 — плейстоцен-голоценовые пролювиальные отложения; 17 — голоценовый аллювий; 18 — разломы (а), стратиграфические границы (б), элементы залегания (в); 19 — неотектонические разрывные нарушения (а — взбросы, б — сбросы, в — раздвиги, г — сдвиги); 21 — неоген-четвертичные пески, глины и галечники Майкопчегайской впадины; 22 — среднеплейстоцен(?)-голоценовые илы впадины Телецкого озера; 23 — позднеплейстоцен-голоценовые ледниково-пролювиальные отложения «террасы» Беле.

границы. Основание разреза впадины образовано верхнеолигоценовыми аллювиальными галечниками, а верхняя часть - неоген-четвертичными озерными и пролювиальными отложениями. Отложения, аналогичные основанию разреза впадины, развиты также в отдельных понижениях рельефа.

Рельеф рассматриваемой территории достаточно прост. Его основу составляет выработанная в породах палеозойского основания в мел-палеогено-вое время поверхность выравнивания. Практически неизмененная, лишь слегка наклоненная в разных направлениях, она образует базисное плато с высотами 900-1300 м и вершинные плато новейших поднятий с отметками 1500-2000 м. Тектоногенные уступы, связанные с вертикальными перемещениями по новейшим разломам, имеют два направления простирания. Небольшие уступы северо-западного простирания образовались в результате обновления древнего тектонического шва, ограничивающего область развития метаморфических образований. Наиболее значительные уступы, имеющие высоту более 500 м, связаны с новейшими нарушениями северо-восточного простирания, ограничивающими Курчумский новейший горст.

Эта структура развивается по типу клина выпирания с падением плоскостей сместителей новейших разломов под поднятие. Уступы, возникшие в результате движения по новейшим разломам, представляют собой яркую орографическую характеристику территории, остается только удивляться, каким образом эти разломы не были выявлены при среднемасштабном геологическом картировании и при составлении более поздних карт [Гелогическая карта..., 1976, 1980]. Рассмотренная новейшая структура интересна тем, что, являясь взбросовым окончанием протягивающейся из Монгольского Алтая сдвиговой зоны, связанной с общим простиранием палеозойских структур, она по отношению к ним полностью несогласна и пересекает их практически под прямым углом. На фоне горизонтального сжатия наряду с клиньями выпирания развиваются и рамповые впадины, формирующиеся вдоль взбросовых границ.

Рис. 46. Схема территории Горного Алтая с режимом растяжения. Усл. обозн. см. на рис. 45.

Район Телецкого озера как пример области, находящейся в режиме растяжения. Телецкое озеро расположено на крайнем северо-востоке Алтая (рис. 46). Его впадина - часть тектонической границы мобильной зоны Алтая с Тувинским блоком и Западно-Саянской мобильной зоной. Характер новейших движений по этой границе изменяется по простиранию. Если у подножия Шапшальского хребта движения имеют правосдвиговый характер с вертикальной амплитудой более 1500 м [Дергунов, 1972], то севернее, в Сай-гонышской впадине, вертикальное смещение не превышает 150 м [Девяткин, 1965], а в районе Телецкого озера фиксируется уже режим чистого растяжения, при котором формируется новейший грабен и вертикальные подвижки наблюдаются только на границах грабена в отседающих блоках [Неотектоника., 1988].

Рассматриваемый район средней части впадины Телецкого озера сложен метаморфизованными до амфиболитовой фации палеозойскими породами, интрузиями гранитоидов и небольшими грабенами, выполненными раннепалеозойскими эффузивно-осадочными породами. Все структуры палеозойского основания, включая массивы гранитоидов, вытянуты в субмеридиональном направлении, и простирание новейшего грабена Телецкого озера можно считать отчасти связанным со структурой основания. Новейшие отложения имеют крайне ограниченное распространение и представлены маломощными моренными осадками.

В геоморфологическом отношении рассматриваемый район представляет собой разбитое на крупные блоки плато, вершинную поверхность отдельных блоков которого образуют уплощенные реликты доорогенного рельефа, часто довольно сильно наклоненные. Эрозионные долины по большей части достаточно неглубоко врезаны. Исключение составляют интенсивно врезающиеся участки долин, примыкающие к новейшей впадине, глубина которых превышает 1000 м. Небольшая протяженность глубоковрезанных участков долин, быстро сменяющихся вверх по течению пологосклонными мелкими долинами, а также малые размеры подводных конусов выноса в их устьях и быстрое выклинивание в северном направлении толщи озерных осадков [Селезнев и др., 1995] однозначно свидетельствуют о крайней молодости впадины Телец-кого озера. Вероятно, еще в среднем плейстоцене на ее месте располагалась обычная для северной части Алтая эрозионная долина, выработанная в зоне зачаточного раздвига.

Район Улаганского плоскогорья как пример области преобладания сдвиговых перемещений. Улаганское плоскогорье находится на юге Северо-Восточного Алтая (рис. 47). Рассматриваемая территория расположена в междуречье Башкауса и Чулышмана. В геологическом отношении она достаточно однообразна, сложена преимущественно песчаниками и алевролитами горноалтайской серии. Эти отложения собраны в изоклинальные складки северо-восточного простирания с углами падения крыльев 60-85°. Отмечаются также небольшие блоки пород амфиболитовой фации метаморфизма и мелкие гранитоидные тела. В средней части территории расположен узкий грабен северо-восточного простирания, выполненный девонскими красноцвет-

88°30'

50°20'

Рис. 47. Схема территории Горного Алтая с режимом сдвига. Усл. обозн. см. на рис. 45.

ными терригенными породами ташантинской и бар-бургазинской свит девона. Более молодые геологические образования практически полностью отсутствуют, за исключением маломощных позднечетвертичных моренных отложений, локализованных в придонных частях речных долин.

Рельеф территории образован при эрозионном расчленении поверхности выравнивания, которая сохранилась в виде обширных участков вершинной поверхности плато. Высота водораздельного плато плавно колеблется от 2200 до 2600 м. Долины преимущественно прямолинейные, ориентированные в северо-западном или северо-восточном направлениях. Первые обычно углублены на 800-1000 м и имеют ящикообразный поперечный профиль. Вторые -меньшей глубины (обычно 300-500 м) с V-образным поперечным профилем. Территория неоднократно испытывала покровное или полупокровное оледенение и местами долины приобрели форму трогов.

Долины разделяют рассматриваемый участок Улаганского плоскогорья на ромбовидные блоки, слабо наклоненные, судя по уклонам вершинной поверхности. Отчетливая приуроченность эрозионных долин к одному из двух направлений и резкие перегибы долин при переходе от одного направления к другому свидетельствуют об их приуроченности к зонам разломов. Ромбовидная форма блоков и отсутствие вертикальных перемещений по разломам свидетельствуют о преобладании горизонтальных перемещений. Долины северо-западного простирания отличаются большой протяженностью, в то время как участки северо-восточного простирания образуют отдельные перемычки между ними. Особенно интересно долинообразное понижение северо-западного простирания, расположенное в осевой части Улаганского плоскогорья. Оно используется рядом притоков Башкауса, которые меняют простирание в его пределах с северо-восточного на северо-западное, покидая его вновь на северо-восточное.

Учитывая вышеперечисленное, а также то, что структуры северо-восточного простирания надстраивают с севера магистральные правосдвиговые нарушения Монгольского Алтая, можно утверждать что эрозионные долины этого простирания выработаны в зонах правых сдвигов. Долины северо-восточного простирания, скорее всего, связаны с сопряженными с ними зонами растяжения. Для наиболее крупных долин типа Башкауса и Каракема амплитуды горизонтальных перемещений установить сложно. Значительно проще устанавливаются амплитуды перемещений по второстепенным сдвигам, смещающим правые притоки Башкауса (рис. 48). Предполагается, что первоначально между главными сдвиговыми зонами, по которым формировались водотоки первого порядка, по зонам растяжения сформировались их притоки, смещенные впоследствии второстепенными сдвигами того же простирания и знака, что и основные сдвиговые нарушения. Амплитуды горизонтального смещения водотоков по рассматриваемой сдвиговой зоне составляют около 9 км, следовательно, по основным сдвигам они должны быть несколько больше. Исследования, проводившиеся по сопредельным районам Монгольского Алтая, позволяют оценить их в первые десятки километров [Jian-bang Shi et al., 1984; Неотектоника., 1988; и др.].

Рис. 48. Схемы относительного перемещения блоков в зонах сжатия (I), сдвига (II) и растяжения (III).

1 — новейшие разломы (а — прослеженные, б — предполагаемые), 2 — направления движения блоков; 3 — кайнозойские отложения неотектонических впадин; 4 — образования докайнозойского основания; 5 — водная поверхность озерных бассейнов во впадинах; 6 — элементы гидросети; 7 — сдвиговые зоны.

Следует отметить, что рассмотренная второстепенная зона сдвига явно наследует докайнозойскую структуру того же простирания. Судя по смещению пересекаемого ею грабена, выполненного девонскими отложениями, смещение по ней носило левосторонний характер. Можно предположить, что формирование этой структуры относится к юрскому этапу тектонической активизации. На наш взгляд, видимое несоответствие направления смещения по разрывной зоне геоморфологических и геологических элементов объясняется тем, что современные правосторонние перемещения происходят по древней (юрской?) зоне левостороннего сдвига, постепенно, но еще не до конца компенсируя ранее произошедшее смещение девонского грабена. Этот пример показывает, что к определению характера современных перемещений по характеру смещения ими структур палеозойского основания следует относиться с большой осторожностью и всегда проверять полученные выводы геоморфологическими методами.

Морфотектоника зон сочленения (на примере Чуйской впадины и Курайского хребта)

В ходе полевых работ 1995 г. по проекту INTAS 93-134 «Continental Rift Tectonics and Evolution of Sedimentary Basins», в которых автор принимал участие, детально изучены состав, строение и структурное положение кайнозойских осадков, а также тектонические нарушения на северной границе Чуйской впадины. Полученные данные характеризуют строение и геодинамичес-кую эволюцию взбросового окончания сдвиговой зоны, заложившегося между двумя стабильными блоками на месте палеозойской зоны разлома. Судя по имеющимся описаниям, этот тип границ между блоками новейшей структуры характерен для всего Алтая, включая Монгольский и Гобийский [Гоби-Алтай-ское землетрясение, 1963; Cunningham et al., 1996a,b, 1997; Cunningham, 1998; и др.]. Это свидетельствует о едином механизме формирования Алтайской горной области в ходе кайнозойской тектонической активизации на фоне общего сжатия территории.

Геологическое и геоморфологическое картирование ключевых участков в зонах перехода от впадины к горным сооружениям северного (Курайский хребет) и западного (Чаган-Узунский горный массив) обрамлений выявило основные черты морфотектоники. Существуют отчетливые различия в строении северной и западной границ впадины. Северная граница образована системой взбросов субширотного простирания. В рельефе Курайского хребта, отделенного от впадины пограничным взбросом, отчетливо выражена серия субпараллельных тектонических уступов, нарушенная более поздними разломами субмеридионального простирания, по которым развиты основные речные долины. Выраженные уступами кайнозойские разломы, ориентированные преимущественно параллельно осевой линии хребта, хорошо дешифрируются на аэрофотоснимках и крупномасштабных космоснимках. В рельефе Курай-ского хребта помимо тектоногенных уступов и склонов долин сохранились уплощенные участки древнего рельефа, разнесенные на разные гипсометрические уровни.

Все эти уплощенные участки часто ошибочно относят к реликтам палеогеновой поверхности выравнивания. Однако площадки более низкого положения являются вовлеченными в поднятие периферийными участками впадины. На современный уровень они были подняты на завершающей стадии горообразования, о чем свидетельствуют перекрывающие их мощные пролю-виальные шлейфы. Понятно, что под пролювиальными шлейфами погребены остатки древнего доорогенного рельефа и палеоген-неогеновые осадки, но фактически рельеф этих участков представляет собой приподнятую предгорную равнину. Таким образом, для Курайского блока можно считать доказанным разрастание от центра к периферии хребта с вовлечением в поднятие предгорных равнин. Подобное строение хребтов Курчумский, Южный Алтай, Южно-Чуйский и Катунский (которое в современных англоязычных публикациях именуется flower structure) дает возможность предположить сходный механизм их формирования.

Надвиговый характер движения по разломам, ограничивающим с юга Ку-райский хребет, хорошо виден в обнажениях. На границе Курайского хребта давно описаны надвиги палеозойских пород на кайнозойские осадки впадины с интенсивными дислокациями последних. Сама линия фронта надвига отчетливо выявляется при обработке дистанционных материалов и при анализе рельефа земной поверхности. В настоящее время южный склон Курайского хребта представляет собой огромную лестницу, ступени которой образованы реликтами единой в прошлом поверхности выравнивания и вовлеченными в воздымание древними предгорными равнинами, а уступы между ними расположены по линиям активных в кайнозое разломов (рис. 49).

Иная картина зафиксирована в западной части впадины. Здесь впадину ограничивает Чаган-Узунский горстовый массив. На его плоской вершине раннекайнозойские отложения аналогичны осадкам нижней части кайнозойского разреза Курайской и Чуйской впадин. Это свидетельствует о том, что в раннем кайнозое плоская вершина Чаган-Узунского горста лежала на одном гипсометрическом уровне с основанием Курайско-Чуйской впадины [Девяткин, 1965]. Северной границей этой впадины с конца неогена служил разрастающийся Курайский хребет, южной - Северо-Чуйский, Южно-Чуйский хребты и Сайлюгемский свод.

Проведенные полевые работы показали высокую сходимость результатов выявления новейших структур методами геоморфологического картографирования и непосредственного полевого наблюдения. Во всех случаях, когда условия обнаженности позволяли это сделать, выявлены молодые тектонические нарушения на месте отдешифрированных тектоногенных уступов. Это касается как тектоногенных границ между отложениями кайнозоя и палеозоя, так и молодых разрывных нарушений внутри палеозойских отложений. В молодых разломных зонах в пределах палеозойских образований местами развиты зоны дробления и интенсивного приразломного преобразования пород, а также следы молодой гидротермальной деятельности в виде линз траверти-нов, впервые выявленные в ходе крупномасштабной геологической съемки территории в конце 80-х годов и описанные В. В. Бутвиловским [1993].

Рис. 49. Морфологическая схема южного склона Курайского хребта и северо-западной части Чуйской впадины.

1-3 — геоморфологические границы: 1 — тальвеги, 2 — бровки (а) и линии сочленения (б), 3 — бровки, гребни и линии сочленения нерасчлененные; 4-13 — элементарные геоморфологические поверхности: 4 — фрагменты пологого доорогенного рельефа, 5 — фрагменты дочетвертичных предгорных шлейфов, вовлеченные в поднятие хребта, 6 — четвертичные предгорные шлейфы, 7 — тектоногенные уступы, 8 — невыражающиеся в масштабе мелкие тектоногенные уступы, нарушающие предгорные шлейфы; 9 — стенки отрыва (а) и тела сейсмообвалов (б), 10 — эрозионные формы, 11— денудационные склоны, 12 — современные поймы и террасы, 13 — поверхность озерной равнины; 14 — моренные поля; 15 — кайнозойские отложения нерасчлененные; 16 — палеозойские образования нерасчлененные. A-D — участки детального исследования (A — Туерык, B — Тотугем, C — Красная Горка, D — Кызылчин).

Рис. 50. Геологические схемы участков детального изучения Туерык (А), Тотугем (Б), Красная Горка (В), Кызылчин (Г) (по [Буслов и др., 1999]).

1—6 — палеозойские отложения: 1 — вендско-раннекембрийские, 2 — ранне-среднекембрийские, 3 — раннедевонские, 4 — среднедевонские, 5 — позднедевонские, 6 — средне-позднедевонские нерасчлененные; 7—13 — кайнозойские отложения: 7 — позднепалеогеновые (карачумская свита), 8, 9 — ранненеогеновые (8 — кошагачская, 9 — туерыкская свиты), 10 — поздненеогеновые (кызылгирская и бекенская свиты), 11 — поздненеогеновые-раннечетвертичные (башкаусская свита), 12 — позднечетвертичные (моренные), 13 — среднечетвертично-голоценовые нерасчлененные; 14—18 — геологические границы: 14 — стратиграфические, 15—18 — тектонические (15 — сдвиги, 16 — сбросы, 17 — надвиги и взбросы, 18 — зоны тектонического меланжа); 19—22 — обозначения на разрезах: 19 — валунники; 20 — валунно-галечные отложения; 21 — мергельно-глинистые отложения; 22 — глины с прослоями бурых углей.

чин характеризует северо-запад Чуйской впадины на границе с Чаган-Узун-ским блоком. Здесь обнаружены проявления активной тектоники и блоковые перемещения пород по разломам различной морфологии. По возрасту разломы разделяются на позднепалеогеновые, ранненеогеновые и голоценовые.

На рассматриваемом участке не обнаружены отложения кошагачской и туерыкской свит. Клавишная структура участка хорошо видна по изгибам русла Кызылчина и распределению по площади кайнозойских отложений. Клавиши ограничены взбросами и сбросами, меняющими закономерно простирание от субширотного до северо-западного. Эту закономерность можно трактовать как результат небольшого вращательного движения Чаган-Узунского блока против часовой стрелки [Буслов и др., 1999]. О направлении движения свидетельствуют многочисленные малоамплитудные сдвиги, которые наблюдались нами по правому берегу Кызылчина на границе вендско-раннекембрийских карбонатно-кремнистых пород баратальской свиты и среднедевонских красноцветных отложений. Граница является позднепалеозойским разломом субмериди-онального простирания, который смещен серией сдвигов субширотного простирания. Система сдвигов хорошо выражена в рельефе многочисленными изгибами границы позднепалеозойского разлома и указывает на правостороннее смещение.

Другая закономерность связана с тем, что кайнозойские отложения сохранились на восточных (опущенных) крыльях клавишных структур. Судя по возрасту взбросов, их простиранию, геометрии клавишных структур, формирование Чаган-Узунского блока в дочетвертичное время происходило с постепенным его подъемом по системе сбросов и с разворотом по часовой стрелке. В позднечетвертичное время восточная часть блока (в том числе и ледниковые отложения) была разделена взбросами субширотного простирания на несколько ступенчатых структур с более приподнятыми южными ступенями. В правом борту Кызылчина хорошо видно, что уровень подошвы ледниковых отложений в соседних блоках различается более чем на 60 м.

Геологическое строение северной части Чуйской впадины указывает, что интенсивный рост Курайского хребта начался в конце плиоцена. Одновременно с надвиганием хребта на осадки Чуйской депрессии происходило накопление слабосортированных и плохоокатанных грубообломочных пород башкаус-ской свиты. Время ее накопления отвечает периоду максимального роста Курайского хребта в позднем плиоцене-раннем плейстоцене. В это время формируются три типа структур: 1) надвиговые, 2) валообразные на фронте напора и 3) сдвиго-надвиговые. Надвиговые структуры широко проявлены в основании Курайского хребта, в зоне столкновения его с Чаган-Узунским блоком. Валообразная структура расположена в междуречье Туерык-Тотугем. Ее ядро состоит преимущественно из кембрийских магматических пород таджи-линского комплекса. С северо-запада и северо-востока магматические породы ограничены сдвигами. С юга они имеют опрокинутый стратиграфический контакт с кайнозойскими отложениями Чуйской депрессии, местами осложненный надвигами. Сдвиго-надвиговые структуры распространены в бассейне р. Тотугем и к северо-востоку от нее.

В западном обрамлении Чуйской депрессии на границе с Чаган-Узун-ским блоком наблюдались совершенно иная история осадконакопления и иные неотектонические структуры. Здесь отмечены перерывы в осадконакоплении, разновозрастные сдвиговые, взбросовые и сбросовые деформации палеоген-четвертичных отложений [Буслов и др., 1999].

Перерывы в осадконакоплении и блоковые перемещения свидетельствуют об интенсивной тектонической деятельности в западной части Чуйской депрессии в ходе неоген-четвертичного осадконакопления, что происходило в результате регионального сжатия со сдвигом, при котором блоки испытывали вращательные движения. При этом в неогене формировались как сдвиговые дугообразные разломы, так и система клавишных структур с радиальнолучистым расположением разломов на краю Чаган-Узунского блока. Более молодые позднечетвертичные взбросы закартированы только в юго-западной части Чуйской депрессии и характеризуют этап поднятия Северо-Чуйского хребта. Здесь они совпали по времени с последним оледенением, и тектонические уступы подпруживали ледниковые долины, что фиксируется следами обработки пород ледниками [Агатова, 1999].

Неотектонические структуры (надвиги, сдвиги, взбросы и сбросы) указывают на различные по направлению условия сжатия осадков Чуйской депрессии в плиоцен-раннеплейстоценовое время. Так, ориентация надвиговых структур Туерыкского участка свидетельствует о юго-западном направлении давления со стороны палеозойских пород Курайского хребта на молодые осадки. При этом палеоген-неогеновые породы формируют клиновидную структуру, сужающуюся к северо-западу. В зоне выклинивания Курайский хребет максимально давил на Чаган-Узунский блок, и здесь сформирована надвиговая структура с деформированными и перетертыми палеоген-неогеновыми породами. В результате давления Чаган-Узунский блок поворачивается против часовой стрелки, и в его юго-восточной части (бассейн р. Кызылчин) формируется радиально-лучистая система разломов.

Сдвигово-надвиговые структуры Тотугемского участка свидетельствуют о малоамплитудном правостороннем перемещении блока девонских пород Курайского хребта вдоль северо-восточной окраины депрессии по реактивированному крупному позднепалеозойскому разлому. Южная граница палеоген-неогеновых отложений с палеозойскими толщами Южно-Чуйского хребта скрыта под позднечетвертичными отложениями. Учитывая, что в открытых местах четко прослеживается унаследовательность структуры древнего фундамента, можно предполагать сложное сдвигово-надвиговое строение этой части депрессии. Древний фундамент представлен здесь разнородными блоками девонских и кембрийских пород, расположенных в зоне позднепалеозойского Чарышско-Теректинского сдвига [Буслов и др., 1999].

Поскольку рельеф в эпоху, предшествовавшую тектонической активизации, был выровнен, его фрагменты позволяют определять суммарные относительные перемещения блоков, а также выявлять тектонические нарушения по уступам. В целом можно отметить полное совпадение результатов при выде-

Рис. 51. Фрагмент Курайской зоны взбросо-надвигов (A-B, C-D), являющейся северным транспрессионным завершением Кобдинской правосдвиговой зоны (аэрофотоснимок масштаба 1:30000).

лении новейших разломов как по геологическим, так и по геоморфологическим данным, причем фактор выраженности в рельефе является зачастую решающим в определении возраста последнего перемещения по разломам.

Новейшая структура Чуйской депрессии имеет сложное строение, частично обусловленное реактивизацией палеозойской структуры. Она может быть охарактеризована как сложно построенный рамп, сформированный в зоне сочленения Чарышско-Теректинского и Кубадринского разломов. Общее сжатие по оси северо-восточного простирания [Дельво и др., 1995] активизировало древние разрывные системы в основании отложений Чуйской депрессии, что привело к формированию различно ориентированных локальных зон сжатия и к разворотам структур. Произошло также значительное преобразование палеозойского структурного плана за счет формирования разрывов субмери-дионального простирания.

Давно уже установлено, что северная граница Чуйской впадины образована системой взбросо-надвигов субширотного простирания. На границе Ку-райского хребта и впадины повсеместно закартировано надвигание палеозойских пород на кайнозойские осадки впадины с развитием интенсивных дислокаций [Девяткин, 1965]. Южный склон Курайского хребта представляет собой огромную лестницу, где площадки ступеней образованы реликтами единой в прошлом поверхности выравнивания и вовлеченными в воздымание древними предгорными шлейфами, а уступы между площадками связаны со взбросо-надвигами (рис. 51). Иная картина наблюдается в западной части впадины. Здесь ее ограничивает Чаган-Узунский горный массив, сформированный после начала поднятия Курайского хребта [Девяткин, 1965].

Проведенные исследования, охватившие пограничные области кайнозойского бассейна седиментации и его горное обрамление, позволили благодаря исключительно хорошей обнаженности и слабому эрозионному расчленению исходной тектонической структуры выявить основные закономерности строения кайнозойских тектонических границ, разделяющих неотектонические блоки первого порядка (хребты и впадины). Поскольку вся область сформировалась в ходе раздавливания участка литосферы в результате взаимных перемещений микроплит и блоков Внутренней Азии, такие границы должны иметь широкое распространение.

7.3. Основные характеристики неотектонических блоков и морфотектоническое районирование Алтая

Первым специалистом, высказавшим определенное мнение о природе макрорельефа Горного Алтая, был П. А. Чихачев, который считал, что современные горные сооружения этой территории возникли в результате складчатости в конце девонского периода [О сочинении..., 1845; Tschihatcheff, 1845]. Такие представления существовали до начала XX в., когда В. А. Обручев [1915] предположил, что горы Алтая возникли в результате вертикальных дифференцированных блоковых движений более молодого времени. Тогда же были представлены доказательства сводового характера воздымания [Grand, 1915]. После дискуссии по этому поводу на страницах геологических изданий к 30-м годам XX в. установилось мнение, что общее сводовое воздымание предшествовало дифференцированным блоковым движениям.

Такая точка зрения установилась надолго. Характер тектонических движений более не обсуждался. Значительно конкретизировались лишь представления о новейшей блоковой структуре и времени ее формирования, в результате были составлены карты новейшей тектоники, основой которых стала топография [Девяткин, 1965; Богачкин, 1981]. Движения по разломам считались исключительно сбросовыми по субвертикальным сместителям. Надвиговые перемещения, наблюдаемые во многих частях горной страны, в тот период считались следствием «расползания» на впадины растущих в вертикальном направлении под воздействием сил гравитации горных сооружений [Ерофеев, 1969].

Следующий этап представлений о механизмах формирования горных сооружений Алтая достигнут в результате изучения последствий Гоби-Алтайс-кого землетрясения 1957 г. [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963]. Участник этих исследований Н. А. Флоренсов сформулировал новые положения о механизмах орогенеза [1965, 1968, 1978]. Он первым указал на решающую роль горизонтальных перемещений в образовании горного рельефа региона. Выделенные им «байкальский» и «гобийский» типы горообразования были противопоставлены по принципу доминирования: при байкальском типе горообразования расширение межгорных впадин идет за счет окружающих гор на фоне растяжения; при гобийском типе, напротив, расширение горных сооружений происходит за счет вовлечения в поднятие периферии межгорных и предгорных впадин на фоне сжатия.

В последнем случае признаками гобийского типа горообразования признавались предгорные равнины - «бэли» и системы передовых хребтов - «фор-бергов». Впоследствии эти идеи получили полное признание и были использованы в работах многих отечественных исследователей [Девяткин, 1974; Тимофеев, Чичагов, 1974; Тимофеев, 1975; Уфимцев, 1989; и др.]. Почти все горные сооружения Алтая попадают в гобийский тип этой классификации. На протяжении 90-х годов автором с несколько иных позиций в ряде работ [Новиков, 1992а,б, 1994, 1996а, 1998; Новиков и др., 1995, 1998; Новиков, Парна-чев, 2000; и др.] разрабатывались проблемы транспрессионного горообразования на территории Алтая и подчеркивалась ведущая роль сдвигов и сопряженных с ними взбросов в этом процессе.

Алтай в сечении с юго-запада на северо-восток имеет резко асимметричное строение. Это отмечали уже первые исследователи региона [Потанин, 1948; Сапожников, 1949а]. Асимметрия проявляется в различном гипсометрическом положении и равнин Джунгарии (500-800 м), и Котловины Больших Озер (1200-1300 м). Юго-западный макросклон Монгольского Алтая относительно однороден на всем протяжении. Он ступенями снижается к Джунгарии. Северо-восточный макросклон вообще не имеет формы склона. Он представлен скоплением горных хребтов примерно равной высоты, северо-восточная цепь которых отделена от равнин Котловины Больших Озер коротким отчетливым уступом.

По линейным размерам и абсолютным высотам ограниченные кайнозойскими разломами блоки Алтая отчетливо разделяются на группы, что связано с их позицией в морфотектонической структуре (рис. 52). Распределение неотектонических блоков по длине и ширине имеет два пика. Первый образует подавляющее большинство элементов. Второй - малочисленная группа аномально длинных и широких объектов. По нашему мнению, это области с неоформившейся еще блоковой структурой, недавно вовлекшиеся в возды-

мание. Расположены они на северо-западной и юго-западной окраинах Алтая. Распределение блоков по высоте образует три отчетливые ступени. Самая малочисленная имеет высоты в диапазоне 500-1500 м. Ее образуют вышеупомянутые элементы, имеющие необычно большие линейные размеры. Вторая и третья группы образованы элементами с высотами 1500-3000 и 30004000 м. Последняя наиболее многочисленна.

Абсолютные высоты блоков стандартной конфигурации (длина 50-175, ширина 25-50 км) в равной степени принадлежат к группам со средними и большими абсолютными высотами. Это связано с неодновременностью вовлечения блоков в поднятие или с различной силой сжатия. Отсутствие блоков с усредненными высотами более 4000 м говорит о наличии лимитирующего фактора. Можно предположить, что сжимающее усилие в регионе недостаточно для обеспечения «выдавливания» клиновидных в поперечном разрезе блоков определенных размеров и конфигурации на большую высоту.

По форме, размеру и характеру границ между блоками территория неоднородна. Это позволяет выделить в новейшей структуре территории фронтальную зону, зоны правого и левого фланга и тыловую зону (рис. 53).

Фронтальная (Джунгарская) зона расположена на границе с Джунгарской микроплитой. Пространственно она совпадает с юго-западным макросклоном Монгольского Алтая, расположенным на территории Китая. Зона образована всего несколькими крупными блоками. В кайнозойское время в ее пределах была сформирована чешуйчатая структура за счет последовательного вовлечения в воздымание периферических частей пододвигающейся под Алтай Джунгарской микроплиты. Поперечное сечение макросклона хребта имеет ступенчатый профиль, где площадки ступеней образованы участками умеренно измененного доорогенного рельефа, а уступы соответствуют фронтальным частям взбросов и надвигов. Поскольку Джунгарская плита сама перемещается и к северо-западу по отношению к Алтаю, там фиксируются и сдвиговые составляющие перемещений по основным разломам.

Рис. 53. Схема расположения основных морфотектонических зон Алтая.

А — фронтальная (Джунгарская); Б — тыловая (Монгольская); В — правофланговая (ГорноАлтайская); Г — левофланговая (Гоби-Алтайская).

Тыловая (Монгольская) зона является областью ярко выраженных правосдвиговых перемещений. Именно в ее пределах сосредоточены основные амплитуды сдвиговых перемещений при «косой коллизии» Тувино-Монголь-ской и Джунгарской микроплит. Вертикальная дифференциация рельефа в ее пределах минимальна. Большинство блоков имеет абсолютные высоты в диапазоне 2000-4000 м и лишь небольшая их часть погружена за счет надвигания на них соседних блоков и образует межгорные впадины. Территориально зона охватывает северо-восточный макросклон Монгольского Алтая и юго-восточную часть Русского Алтая.

В пределах зоны земная кора раздроблена на многочисленные ромбовидные в плане блоки, ограниченные протяженными сдвиговыми зонами северозападного простирания и локальными зонами растяжения северо-восточной и восточной ориентации. Расположенные между двумя соседними сдвиговыми зонами цепочки блоков образуют зоны линейного коробления. Зона образована при дроблении Тувинской и Монгольской микроплит. Судя по тому, что в пределах отделяющей ее от Хангайского поднятия Котловины Больших Озер идет формирование цепочек хребтов, сходных по механизму орогенеза и морфологии с морфотектоническими единицами зоны, она наращивается за счет дробления примыкающих к ней микроплит.

Правофланговая (Горно-Алтайская) зона включает в себя значительную часть Русского Алтая. В ее пределах происходит поворот основных правосдвиговых зон Монгольского Алтая к западу. Это связано с близостью Западно-Сибирской плиты, не позволяющей реализовываться сдвиговым перемещениям, и только незначительная часть горизонтальных амплитуд гасится за счет надвигания по северному фасу Алтая на Бийско-Барнаульскую впадину, а большая часть горизонтальной амплитуды перемещения компенсируется поворотом правофланговой зоны против часовой стрелки. При этом в загнутых к западу окончаниях сдвиговых зон преобладают уже взбросовые подвижки.

Блоки в этой зоне имеют разнообразную в плане форму, а на границе с Западно-Сибирской плитой расположена зона перехода, представляющая собой крупные слабо раздробленные блоки с высотами менее 2000 м, отделяющие зоны линейного коробления от прилегающих устойчивых блоков Сибири и Казахстана. В результате поворота сдвиговых структур в пределах данной зоны наряду с правосдвиговыми нарушениями широко развиты области растяжения, с которыми связаны сбросы и узкие грабены северного простирания. Из них наиболее известен грабен Телецкого озера.

Левофланговая (Гоби-Алтайская) зона включает область левосторонних сдвиговых перемещений, территориально совпадающих с восточным окончанием Монгольского Алтая и Гобийским Алтаем. Левосторонние сдвиги этой зоны налагаются на правосторонние сдвиговые структуры, образующие морфотектоническую основу большей части Алтая в районе Барун-Хурайской впадины. Блоки этой зоны пространственно разобщены, имеют форму, абсолютные высоты и линейные размеры, сходные с таковыми блоков тыловой зоны. Принципиальным отличием является противоположное движение по сдвиговым нарушениям. Рассматриваемая зона формируется в результате перемещения территории Гоби к востоку относительно Хангая и образует структурную зону, самостоятельную в геодинамическом плане по отношению к остальной части Алтая.

Морфология и морфотектоника типичных для новейшей структуры Алтая блоков (на примере Курайского хребта)

Большинство неотектонических блоков Алтая имеют ромбовидную форму и относительно слабо дифференцированы по высоте и линейным размерам. Курайский блок, выраженный в рельефе в виде одноименного хребта, вместе с примыкающими к нему блоками представляет структуру, типичную для большей части Алтая. Южный макросклон Курайского хребта, ограничивающий с севера Чуйско-Курайскую систему впадин, имеет сложное строение, характерное для всех надвиговых контактов хребтов и впадин в пределах Алтая [Новиков и др., 1998]. Основу новейшего структурного плана Юго-Восточного Алтая составляют кайнозойские разломы. Они имеют дугообразную форму, их простирание меняется с северо-западного на юге до субширотного на севере. Южная граница Курайского и примыкающих к нему блоков образована при обновлении южного окончания палеозойского Курайско-Телецкого глубинного разлома. Курайский хребет образует водораздел между бассейнами Чуи и Башкауса. В неотектоническом отношении он не является однородным (рис. 54).

Рис. 54. Неотектоническая схема Курайско-Чуйской системы впадин и их горного обрамления (названия структур по [Новиков, 1992] с дополнениями).

I    — основные разломы; 2 — второстепенные разломы (а — прослеженные, б — предполагаемые под покровом позднекайнозойских отложений); 3 — границы бассейнов кайнозойской седиментации на месте отрицательных структур; 4 — блоки палеозойского основания, выраженные в рельефе в виде положительных структур: I—V — хребты (вытянутые блоки) (I — Курайский,

II    — Чулышманский, III — Айгулакский, IV — Северо-Чуйский, V — Южно-Чуйский), VI—X — горные массивы (изометричные мелкие блоки) (VI — Эстулинский, VII — Кубадринский, VIII — Чаган-Узунский, IX — Башкаусский, X — Кызылчинский), XI — плато (изометричные крупные блоки) (Сайлюгем); 5 — блоки палеозойского основания, выраженные в рельефе в виде отрицательных структур: 1-7 — впадины (бассейны седиментации кайнозойских осадков) (1 — Чуйская, 2 — Курайская, 3 — Йлдыскельская, 4 — Ештыкольская, 5 — Сорлукольская, 6 — Коку-ринская, 7 — Самахинская).

Четырехугольниками выделены участки, показанные на рис. 55, 56.

Центральная часть Курайского хребта образована одноименным блоком, имеющим ромбовидную в плане форму и вытянутым в северо-западном направлении. С запада и востока блок ограничен сложно построенными сдвиговыми зонами, по которым к нему примыкают соответственно Кубадринский и Башкаусский горные массивы, образованные приподнятыми изометричными неотектоническими блоками. В современном рельефе границы между хребтами представлены глубокими сквозными долинами, выработанными в зонах сдвигов. С северо-востока и юго-запада Курайский блок ограничен системами надвигов и взбросов, образующих классический клин выпирания.

Основными геоморфологическими элементами хребта являются северный и южный макросклоны, заложившиеся на ранних стадиях деформации исходного пенеплена. Позднее, при росте хребта и их расчленении, сформированы остальные геоморфологические элементы. Северный макросклон сильно расчленен долинами, затушевывающими основные неотектонические черты, поэтому мы сосредоточим внимание на южном макросклоне. Южный макросклон Курайского хребта имеет отчетливо ступенчатую форму (рис. 55). Площадки ступеней представляют собой участки доорогенного рельефа, состоящего из фрагментов поверхности выравнивания, обрамленных пологими склонами. Уступы ступеней выражены крутыми тектоническими склонами. Ступенчатая основа подвергалась достаточно сильному расчленению. Между долинами сохранились обширные участки, где отчетливо видно исходное тектоногенное строение макросклонов.

Среди выработанных форм рельефа преобладают ледниковые долины. Их молодые борта состоят из почти отвесного скального склона, обрамленного снизу осыпным шлейфом. Часто такие склоны осложнены стенками отрыва молодых обвалов. Сами тела обвалов имеют вид изометричного поля размером 0,5-1 км в поперечнике. Все выявленные обвалы моложе моренных отложений (перекрывают их) и, судя по значительным размерам и удалению от стенок отрыва, не могли образоваться в ходе простого обваливания под воздействием гравитации. Для их образования была затрачена дополнительная энергия, и мы полагаем, что они связаны с землетрясениями [Новиков и др., 1998]. Обломочный материал, вынесенный из ледниковых долин, концентрируется на поверхности опущенных блоков, образующих впадину, и реже - блоков промежуточного положения. Относительно опущенные тектонические блоки часто полностью перекрыты рыхлыми отложениями, вынесенными в ходе расчленения воздымающихся вокруг них блоков. Их центральная часть обычно занята озерно-аллювиальной равниной, сменяющейся к периферии флю-виогляциальными шлейфами и моренными полями.

Моренные отложения образуют обширные поля с характерным бугристым микрорельефом и валами стадиальных морен, фиксирующих стационарное положение ледников. По характеру микрорельефа моренные отложения делятся на три основные группы. Первая - это интенсивно бугристые отложения малой ледниковой эпохи, проявленной в Курайском хребте только в долинах северного макросклона, вторая и третья - это слегка и сильно сглаженные более

Рис. 55. Геоморфологическая карта западного (А) и восточного (Б) участков детального изучения южного макросклона Курайского хребта (по [Новиков и др., 1998] с изменениями).

1, 2 — элементы гидросети: 1 — реки (а — мелкие, б — крупные), 2 — озера (а — постоянные, б — пересыхающие); 3—5 — геоморфологические границы: 3 — тальвеги водотоков, 4 — бровки (а — скругленные, б — обрывистые), 5 — тыловые швы; 6 — линии молодых разрывных нарушений; 7 — границы развития моренных отложений и стадиальные моренные валы; 8 — абс.от-метки,м; 9 — пролювиальные конусы выноса; 10 — флювиогляциальные шлейфы (а — древние со следами древних абразионных террас, б — молодые); 11 — озерно-аллювиальные равнины;

12 — аллювиальные террасы; 13 — моренные поля (а — стадий деградации позднеплейстоценового оледенения, б — максимума позднеплейстоценового оледенения); 14 — фрагменты поверхности выравнивания; 15 — склоны крутые приразломные (а — средней крутизны, б — крутые, осложненные стенками отрыва обвалов); 16 — склоны пологие привершинные; 17 — склоны ледниковых долин и останцов обтекания (а — пологие, б — крутые, осложненные стенками отрыва обвалов); 18 — склоны флювиогляциальных врезов; 19 — склоны эрозионных долин; 20 — стенки отрывов обвалов; 21 — склоны ледниковых долин, переработанные флювио-гляциальными процессами; 22 — склоны осыпных шлейфов; 23 — тела обвалов.

древние моренные отложения, принадлежащие ранним стадиям позднеплейстоценового оледенения. В их пределах моренные валы фиксируют стадии деградации позднеплейстоценового оледенения, развитые повсеместно в долинах.

Постледниковая эрозия происходит в пределах рассматриваемой территории относительно слабо. Характерной формой является эрозионная рытвина с конусом выноса в устье. Более широко проявилась деятельность талых вод, высвободившихся в ходе дегляциации. Она фиксируется как по обширным флювиогляциальным шлейфам, по меньшей мере, двух генераций (одна осложнена следами абразионных террас древнего ледниково-подпрудного озера, другая сформировалась после его исчезновения), так и по глубоким долинам, прорезающим моренные поля, расположенные на уплощенных участках южного склона Курайского хребта.

Соотношение исходного тектоногенно-блокового рельефа и результатов его расчленения указывает на то, что к концу плейстоцена, когда последнее оледенение максимально распространилось, все детали блоковой тектоники уже сформировались. Широкое распространение тектоногенных обвалов и молодых разрывов, смещающих позднеплейстоценовые формы рельефа (борта каров последнего оледенения), свидетельствует о непрекращающейся тектонической активности.

Анализ геоморфологического строения участков детальных исследований позволяет выявить основные элементы неотектонического строения, каковыми являются блоки, разделенные разломами. Хотя они сильно расчленены ледниковой и водной эрозией, в их пределах сохранилось достаточно фрагментов древнего рельефа, чтобы оценить вертикальные составляющие перемещений по разломам, разделяющим блоки, а также характер деформаций внутри самих блоков. Выбранные нами эталонные участки характеризуют западную и восточную части южного склона Курайского хребта (рис. 56).

Западный участок характеризуется закономерным неотектоническим строением и является фрагментом гигантской лестницы, образованной вертикальным перемещением древнего слаборасчлененного субгоризонтального рельефа по системе разломов северо-западного простирания, падающих под хребет. Ширина ступеней составляет от 1 до 5 км, а высота разделяющих их уступов - от 100 до 400 м. Абсолютные высоты ступеней повышаются от периферической части к центру от 1800 до 2850 м. Плоскости основных разломов смещаются более молодыми поперечными разломами. Основные разломы, детально изученные при исследованиях Акташского рудного узла, имеют характер сдвиго-взбросов [Бондаренко, 1969], молодая генерация разломов относится к простым сбросам.

Восточный участок имеет более сложное неотектоническое строение в связи с расщеплением в его пределах основной зоны разлома на две ветви. Наряду со ступенчатой структурой здесь в северной части развиты замкнутые треугольные тектонические понижения в пределах высоких ступеней. Абсолютные высоты площадок тектоногенных ступеней южного склона Ку-райского хребта не выдержаны по простиранию вдоль хребта и плавно изменяются. Это полностью исключает возможность их формирования по типу

Рис. 56. Неотектоническая схема западного (А) и восточного (Б) участков южного склона Курайского хребта (по [Новиков и др., 1998] с изменениями).

1    — основные разломы (а — выраженные уступами, б — перекрытые рыхлыми отложениями);

2    — второстепенные разломы; 3, 4 — рыхлые отложения в денудационных и тектоногенных понижениях: 3 — моренные и обвальные, 4 — водные и водно-ледниковые; 5—9 — поверхности тектонических ступеней: 5 — первая верхняя — 3150-3200 м (Б), 6 — вторая верхняя — 27502850 м (А), 3000-3050 м (Б), 7 — средняя — 2300-2450 м (А), 2750-2850 м (Б), 8 — первая нижняя — 2000-2100 м (А), 2400-2600 м (Б), 9 — вторая нижняя — 1800-1900 м (А), 22002300 м (Б); 10 — профили.

педиментов за счет отступания склона. В пределах восточного участка абсолютные высоты площадок ступеней повышаются к центру с 2200 до 3200 м. Высоты разделяющих их уступов составляют 100-200 м.

Важной особенностью пространственного положения фрагментов древнего рельефа являются субгоризонтальность низких и верхних площадок тек-тоногенных ступеней и наклонность от центра к периферии площадок среднего уровня. Это отчетливо выражается в разбросе абсолютных высот в их пределах (100 м и менее для первой группы и 200 м и более для второй). Это подтверждает давно высказанное нами положение о существовании в ЮгоВосточном Алтае на ранних стадиях новейшего орогенеза плавных валооб-разных межсдвиговых воздыманий, расположенных на месте современных приподнятых блоков [Новиков, 1992а]. Блоковая структура возникла при более поздних дифференцированных движениях по разломам в ходе последовательного развития чешуйчатых клиньев выпирания после преодоления предела пластичности в процессе продолжающегося регионального сжатия.

Информация о современном поле напряжений может быть получена из последней сводки по механизмам очагов землетрясений [Жалковский и др., 1995]. В Курайско-Чуйском районе анализ механизмов четырех очагов землетрясений из шести дает сдвиговый тип тензора напряжения с механизмом основных осей напряжения ССВ и горизонтальный минимум, направленный на ЗСЗ-ВЮВ. Серия из пяти тензоров палеонапряжений была получена в результате обработки замеров сдвиговых трещин в позднеплиоценовых-плей-стоценовых осадках вдоль восточной части южного склона Курайского хребта [Новиков и др., 1998]. Эти данные соответствуют движениям по разломам вдоль северной границы Чуйской впадины. Они свидетельствуют о сжатии по горизонтальной оси северо-северо-восточного простирания, совпадающем с современным направлением основного сжатия.

В западной части Чуйской впадины, вдоль границы Курайского блока, поле напряжений, зафиксированное в позднеплейстоценовых осадках, характеризуется растяжением. Это свидетельствует о том, что поле высоких напряжений концентрируется вдоль зоны Курайского разлома, на границе устойчивого Ку-райского блока, что находит отражение внутри самого бассейна. Таким образом, современное поле напряжений, восстановленное при анализе сдвиговых трещин, имеет высокую сходимость в региональном масштабе с полем напряжений, полученном при анализе механизмов очагов землетрясений.

Как морфоструктурные данные, так и данные о кинематике разломов указывают на то, что новейшая тектоническая активность в Курайско-Чуйской зоне межгорных впадин контролируется северо-северо-восточной ориентировкой оси горизонтального сжатия, проявляющейся в активизации разломов и наклоне блоков. Движения по разломам северо-западного простирания вдоль южного склона Курайского хребта варьируют между сдвигово-взбросовыми вдоль главного разлома и, реже, надвиговыми. Эти черты типичны для положительных ступенчатых структур, формирующихся на фоне общего сжатия при развитии клиньев выпирания на всей территории Алтая. Сбросовые движения происходят вдоль перпендикулярных к основным сдвиго-взбросам разломов, субпараллельных основной оси сжатия. Западная часть Чуйской впадины, граничащая с Курайским хребтом, развивается как полурамповая структура с наклоном поверхности блоков на юг. Чуйский ступенчатый полурамп активен вдоль северной границы, в то время как на юге, где впадина ограничена Сай-люгемским сводом, симметричная структура отсутствует [Добрецов и др., 1995; Дельво и др., 1995].

Анализ палеонапряжений, детали блоковой неотектонической и тесно с ней связанной геоморфологической структур Курайского блока показывают, что он является характерным фрагментом зоны линейного коробления, возникшей в результате дробления и горизонтального течения литосферных блоков на фоне косого горизонтального сжатия. Имея в плане линзовидную форму, он ограничен с запада и востока сдвиговыми зонами без существенной относительной вертикальной составляющей в перемещениях по ним смежных блоков. С юго-запада блок ограничен системой сдвиго-взбросов, характерной для границ клиньев выпирания. Развитие аналогичного ступенчатого рельефа на северо-восточном макросклоне хребта позволяет предположить там существование подобной симметричной структуры. Таким образом, Курайский блок является характерной неотектонической структурой выпирания на фоне регионального сжатия, аналогичной описанным в регионах, расположенных к западу и востоку от Алтая [Уфимцев, 1989].

Морфология и морфотектоника блоков, испытавших относительное погружение и выраженных в рельефе в виде межгорных впадин (на примере Курайско-Чуйской системы)

Особенности морфотектонической эволюции Алтая обусловили наличие в его пределах систем крупных межгорных впадин рампового типа. Причиной погружения блоков, образующих их основания, по всей видимости, послужило надвигание на них блоков обрамления. В количественном отношении их примерно в четыре раза меньше, чем возвышенных блоков, с которыми они имеют сходные линейные размеры. Большинство впадин ограничено со всех сторон хребтами, они дренируются узкими долинами, зажатыми высокими горными массивами. Все это приводит к тому, что в результате неоднократного перегораживания выходов из впадин на протяжении плейстоцена в них возникали крупные озерные бассейны. Типичный пример таких структур - Ку-райско-Чуйская система межгорных впадин. На определенной стадии функционирования палеоозер этой системы происходили прорыв подпруды и мощное обводнение расположенных ниже участков долин Чуи и Катуни, что нашло отражение в распространенных там необычных отложениях и формах рельефа.

Курайская впадина представляет собой крупную межгорную депрессию, ограниченную с юга и северо-востока Северо-Чуйским и Курайским хребтами. С северо-запада впадину замыкают Эстулинский, Айгулакский и Кубадринский горные массивы. Впадина имеет ромбовидную форму, характерную для впадин со взбросо-сдвиговыми тектоническими границами. Восточная ее часть представляет собой бассейн кайнозойской седиментации, выраженный в рельефе в виде равнины, плоской в центральной части и наклонной вблизи хребтов. В западной части впадины палеозойский фундамент выходит на поверхность.

Рис. 57. Гидрографическая (А) и геоморфологическая (Б) схемы Курайской впадины и ее горного обрамления.

1 — денудационные элементы: 1 — реликты поверхности выравнивания и примыкающие к ним пологие нерасчлененные склоны (а — в пределах впадины, б — на склонах хребтов, в — на вершинах хребтов), 2 — тектоногенные уступы, 3 — борта ледниковых долин и их осыпные нерасчлененные шлейфы, 4 — борта V-образных долин, 5 — борта ящикообразных долин, 6 — экзарационные участки днищ ледниковых долин и ледоемов; 2 — аккумулятивные элементы: 7 — моренные поля (а — отчетливо бугристо-грядовые, б — умеренно бугристогрядовые, в — сглаженные), 8 — озерно-аллювиальная равнина, 9 — пролювиальные конусы выноса, 10 — флювиогляциальные шлейфы (а — доозерной генерации, б — послеозерной генерации, в — доозерной генерации с наложенной рябью течения), 11 — флювиогляциальные равнины, 12 — камовые террасы, 13 — наледные поляны, 14 — ледники и фирновые поля, 15 — осадки разного генезиса с наложенной рябью течения; 3 — тела обвалов; 4 — границы между поверхностями; 5 — участки, где сохранились волноприбойные озерные террасы.

Все перечисленные моренные поля имеют резкие границы и сменяются по направлению к впадине слабонаклонными флювиогляциальными равнинами. Моренные поля в устьях долин Машея и Ярлыамры не выражены. Очевидно, их ледники сливались с выдвигавшимся по долине Чибитки из Сорлукольского ле-

Здесь он сводообразно изогнут и отделен с севера и юга от хребтов относительно небольшими Ешты-кольским и Ярлыамринским прогибами. В осевой части свода образовалась система грабенов, использованная долиной Чуи. О надвигании горного обрамления на впадину наряду с деформацией фундамента свидетельствуют вытянутые вдоль подножий хребтов тектонические выступы, прорывающие кайнозойские отложения аккумулятивной части впадины и формирующие передовые хребтики, такие как «карбоновый горст» в междуречье Курайки и Сухого Тыдтугема и выступы междуречья Балтыргана и Ардыжана [Новиков, 1992а,б; Новиков, Парначев, 2000].

Третичные и раннечетвертичные породы практически нигде не выходят на поверхность в пределах впадины. Все многообразие аккумулятивного рельефа впадины образовано позднеплейстоценовыми и голоценовыми породами, слагающими сложно построенный комплекс ледниковых, водно-ледниковых, озерных и аллювиальных отложений (рис. 57). Наиболее древними отложениями, формирующими аккумулятивные формы рельефа рассматриваемой территории, являются позднеплейстоценовые ледниковые осадки максимума последнего оледенения, образующие в местах раскрытия долин во впадину моренные поля. На северном борту впадины хорошо выраженные небольшие моренные поля расположены на выходе во впадину долин Таджилу, Ортолыка и Курайки. Крупное моренное поле, отложенное на средней ступени Курайского хребта в междуречье Курайки и Сухого Тыдтугема ледником, спускавшимся по системе коротких долин с плато осевой части хребта в районе верховий Нижнего Ильду-гема, достигает впадины только двумя незначительными языками. Моренные поля южного борта впадины более значительны по размерам. Самые крупные из них расположены на выходах во впадину долин Акту-ру и Тюте. Несколько меньшие поля расположены на окончаниях горных частей долин северного склона массива Биш-Иирду (Корумду, Куркурек и др.).

доема языком ледника и заканчивались вблизи устья Бельгебаша, где расположено последнее вниз по долине Чуи хорошо морфологически выраженное моренное поле. Небольшие участки моренного рельефа развиты за бровками склонов долины Машея и брошенного участка долины Чуи, там, где ледник переваливался через край на резких поворотах долины. Никаких морфологических следов действия ледников за пределами хорошо выраженных моренных полей в денудационной части впадины между массивами Биш-Иирду и Кубадринским не обнаружено.

Очевидно, что предполагавшаяся здесь рядом исследователей [Окишев, 1982; Рудой, 1988; Бутвиловский, 1993; и др.] ледовая подпруда в позднеплейстоценовое время не существовала. Встречающиеся на поверхности плато Бель-кенек гранитоидные валуны в большинстве случаев несут на себе следы сильного выветривания, они не могли быть отложены позднеплейстоценовым ледником. В период максимального уровня озерного бассейна эту территорию занимало озеро, а единичные, встречающиеся здесь, хорошо сохранившиеся валуны гранитоидов Кубадринского массива, как и валуны в западной части впадины, следствие разноса плавающими льдами. Центральная часть впадины образована абсолютно плоской, если не считать неглубоко врезанной долины Чуи и бугров морозного пучения, аккумулятивной равниной. Являясь дном палеоозера, равнина имеет озерный генезис и лишь слегка изменена более поздними флювиальными процессами.

Следы волноприбойной деятельности Курайского палеоозера широко распространены в западной части впадины в диапазоне высотных отметок примерно от 1600 до 2150 м. Они представляют собой систему абразионно-аккумулятивных террас, фиксирующую удивительно однообразное прерывистое снижение уровня палеоозера в пределах указанного высотного диапазона. В период максимального наполнения оно представляло собой единое с Чуй-ским озеро, где максимальные озерные уровни также видны до 2150 м [Новиков и др., 1995]. Террасы развиты на скальных склонах хребтов и денудационных останцах во впадине, на части конечноморенных полей и на допоздне-плейстоценовых флювиогляциальных шлейфах.

На крутых скальных склонах они сохранились очень фрагментарно, лучше сохранность озерных уровней в пределах моренных полей и очень хорошая в пределах древних шлейфов. В Курайской впадине существует три обширных участка шлейфов с озерными террасами. Первый, на южном борту впадины, на междуречье Балтыргана и Ардыжана, где они защищены от размыва поступающими с хребта потоками системой тектоногенных выступов и сохранились лучше всего. Второй, по правому борту Чуи ниже устья Сухого Тыдтугема, где склон Курайского хребта практически не расчленен. Третий, на северном борту впадины, между моренными полями Таджилу и Ортолыка, где террасы уверенно прослеживаются до отметок 2150 м.

Поскольку озерные террасы расположены на конечноморенных образованиях ледников последнего оледенения, можно утверждать, что период максимального наполнения озера приходится на самое начало дегляциации. В это время ледники, такие как Таджилу, Ортолык и Тюте, находящиеся в неблагоприятных физико-географических условиях, уже отступили и в их моренных полях были выработаны террасы. Ледники массива Биш-Иирду (Куркурек, Корумду, Актуру) находились еще в стадии наступания и отлагали морены непосредственно в водный бассейн, о чем наряду с отсутствием на моренных комплексах волноприбойных террас свидетельствует некоторая размытость их очертаний. Подпруживание озера на этом этапе осуществлялось ледниками, выдвигавшимися по Бельгебашу и Чибитке из Сорлукольского ледоема, при незначительном участии Машейского ледника, поскольку для достижения максимального уровня озера достаточно перегораживания долины Чуи в районе устья Бельгебаша. Определенную роль в образовании подпруды играла также тектоническая преграда, подпиравшая ледник, остатки которой до сих пор сохранились в виде останцовой возвышенности в долине Чуи ниже пос. Чи-бит (г. Бельгебаш).

Прерывистое снижение уровня озера с отметки 2150 м до отметки 1600 м (в Курайской впадине) сменилось периодом стабилизации. В это время оно распалось на два изолированных бассейна: Чуйский, более высокий, подпру-женный Куэхтанарским ледником и, возможно, Сукорским обвалом, и Курай-ский, подпруженный отступившими до приустьевых частей Машейским и Чи-битским ледниками. Именно тогда произошло катастрофическое опорожнение этих, все еще больших, озерных бассейнов, приведшее к широко известным геологическим и геоморфологическим эффектам во впадинах и долинах Ка-туни и Чуи. Самым наглядным морфологическим эффектом быстрого движения больших масс воды в Курайской впадине является формирование на флю-виогляциальных отложениях двух крупных полей гигантской ряби течения и нескольких более мелких участков по обе стороны долины Чуи, в приустьевых частях Баратала и Машея. Гидрологические расчеты, наиболее достоверные, поскольку проведены специалистом в этой области, показывают, что слой текущей воды при формировании ряби не превышал 50 м, а скорость потока 5-8 м/с [Carling, 1996а,b].

Имеющиеся геологические и геоморфологические данные, касающиеся вопросов функционирования озерных бассейнов в Курайской и Чуйской впадинах Горного Алтая и спуска их вод по долинам Чуи и Катуни, позволяют сделать следующие выводы.

В долинах Чуи и Катуни присутствуют геологические и геоморфологические свидетельства не менее семи катастрофических паводковых событий, связанных с прорывом вод палеоозер, существовавших во впадинах Юго-Восточного Алтая [Парначев, 1999]. Размеры одного паводка (количество воды и ее скорость) были как минимум на порядок меньше, чем предполагали первооткрыватели этого явления на Алтае. В Курайско-Чуйской системе впадин геоморфологически выражены следы существования только последнего палеоозера. Позднеплейстоценовое сформировалось на ранних стадиях дегляциа-ции, быстро и прерывисто снизилось с отметки 2150 м до отметок 1600-1750 м, распавшись при этом на два отдельных бассейна, которые затем подверглись быстрому спуску. В подпруживании озера решающую роль играл ледник, выдвигавшийся из Сорлукольской котловины по долине Чибитки в сочетании с тектонической преградой, созданной позднеплейстоценовыми блоковыми движениями в районе западного окончания Курайско-Чуйской системы межгорных впадин. История развития позднеплейстоценовых озер Юго-Восточного Алтая свидетельствует о непрекращающихся тектонических подвижках в это время.

Чуйская впадина расположена на крайнем юго-востоке Русского Алтая. Это самая большая по площади впадина всей горной системы. Она вытянута в субширотном направлении более чем на 70 км, а ширина ее уменьшается с 30 км на западе до 12 км на востоке. В восточной части с ней соединяются небольшие Кокоринская и Богутинская впадины, образующие ее раздвоение. Эти восточное и северное продолжения впадины имеют ромбовидную форму и размеры в поперечнике до 20 км.

Границы впадины с обрамляющими ее горными сооружениями фиксируются не только сменой уплощенного днища крутыми склонами хребтов, но и сменой рыхлых кайнозойских осадков, выполняющих впадину, скальными до-кайнозойскими породами, что отчетливо заметно даже на мелкомасштабных космоснимках. Этот принцип проведения границ впадины не выдерживается только в ее северной части, где кайнозойские осадки вздернуты новейшими движениями на склоны Курайского хребта. Здесь граница проводится по подножию ближайшего к днищу впадины тектоногенного уступа. Таким образом, приведенные выше размеры касаются уплощенного днища современной меж-горной котловины, но не впадины как бассейна кайнозойской седиментации. Если рассматривать впадину как отрицательную форму рельефа, то ее размеры по внешним краям (бровкам) макросклонов или водоразделам обрамляющих впадину хребтов 50-60 км в ширину и 90 км в длину.

Днище впадины имеет слабо вогнутую форму. В центральной ее части абсолютные отметки составляют 1750-1850 м, а по периферии - около 2000 м (в северной части до 2150 м). Со всех сторон впадину ограничивают высокие горные сооружения: с севера - Курайский хребет с абс. отм. водоразделов 3200-3400 м; с запада - восточное окончание Северо-Чуйского хребта с абс. отм. 2900-3200 м; с юга - Южно-Чуйский хребет с абс. отм. водоразделов 3300-3900 м и плато Сайлюгем с высотами 2900-3000 м. Максимальный перепад высот в районе Чуйской впадины составляет более 2000 м, что обусловливает интенсивный вынос продуктов разрушения пород хребтов в пределы впадины.

В. А. Обручев первым высказал предположение о разломном характере границ хребтов и впадин Алтая [1915]. Изучение Чуйской впадины продолжилось в начале 30-х годов, когда сотрудники ЗСГУ начали здесь планомерные геологические исследования. В результате детальных работ с проходкой горных выработок были обнаружены многочисленные подтверждения положений В. А. Обручева: надвиги пород хребтов на кайнозойские отложения впадин у подножия Курайского хребта [Мухин, Кузнецов, 1939], дислокации третичных пород по северному борту Чуйской впадины [Аксарин, 1938].

Благодаря тому, что на большей части территории сохранились остатки древнего доорогенного рельефа, называемого еще предельной равниной или пенепленом, по разнице в современных абсолютных высотах этих остатков есть возможность оценивать вертикальные амплитуды перемещений по новейшим разломам, а по изгибам поверхности доорогенного рельефа регистрировать плавные деформации. Анализ пространственного распределения реликтов доорогенного рельефа, сохранившихся в пределах рассматриваемой территории практически повсеместно, за исключением участков с абсолютными высотами около 4000 м, где они практически уничтожены в результате интенсивного ледникового расчленения, позволяет легко выявить основные черты новейшего тектонического плана.

Чуйская межгорная впадина представляет собой относительно опущенный блок, обрамленный блоками, испытавшими воздымание. Территория опущенного блока является бассейном седиментации кайнозойских осадков, скрывающих его внутреннюю неотектоническую структуру. Характерная черта впадины - ярко выраженная асимметрия ее субмеридионального профиля. С юга впадину обрамляют Южно-Чуйский и Сайлюгемский блоки - части древнего неотектонического вала субширотного простирания. Об этом свидетельствует плавное снижение абсолютных высот в пределах блоков от осевых частей к периферии. Сайлюгемский блок до настоящего времени практически сохранил однородность. Фрагменты древнего доорогенного рельефа в его пределах почти не претерпели изменения и, постепенно снижаясь с 3000 м в осевой части блока до 2000 м в его северной части, погружаются под осадки впадины, образуя замысловатую в плане границу с ней.

Южно-Чуйский блок отделен от Сайлюгемского неотектоническим уступом с вертикальной амплитудой смещения более 600 м. По его подножию выработана долина р. Тархаты. В ходе неотектонической эволюции исходный вал в его пределах разбит на отдельные блоки, в вершинных поверхностях которых сохранилась тенденция к снижению от центра к периферии. В осевом блоке высоты реликтов древнего рельефа постепенно снижаются с 3900 до 3200 м, а в обрамляющем его с севера вытянутом блоке с 2500 до 2000 м, и почти везде денудационная поверхность докайнозойских пород плавно погружается под осадки впадины. Выходы дочетвертичных кайнозойских пород не характерны для юго-восточной периферии впадины. В юго-западной части их значительно больше. Единичные обнажения расположены в понижениях Сай-люгемского блока и на границе Южно-Чуйского и Северо-Чуйского блоков уже за пределами впадины, что свидетельствует о том, что на ранних этапах своего развития она имела большие, чем сейчас, размеры. Возможно, она соединялась широкими проливами с соседними впадинами Русского Алтая.

В отличие от замысловатой в плане южной границы северная граница впадины имеет отчетливое взбросо-надвиговое происхождение и характеризуется прямолинейностью. Южная граница как орографический объект впадины практически совпадает с границей распространения кайнозойских отложений, проходящей по изогипсе 1900 м. В северной части впадины эти отложения подняты на склоны хребта до отметок 2500 м и участвуют в строении его нижней ступени. Несовпадение геологической границы впадины как бассейна седиментации с орографической границей ее как отрицательного элемента макрорельефа свидетельствует о разрастании хребта по площади за счет вовлечения в воздымание периферии впадины. С севера Чуйскую впадину ограничивает Курайский блок, вытянутый с юго-востока на северо-запад и представляющий собой характерную неотектоническую взбросо-надвиговую структуру.

В пределах рассматриваемой территории на ее южном склоне, граничащем с Чуйской впадиной, наблюдаются три ступени. Реликты доорогенного рельефа нижней ступени имеют отметки около 2000 м, средней - 2500, верхней - 3400 м. Плоскости сместителей новейших разломов, разделяющих ступени, полого падают в сторону осевой части Курайского блока. Угленосные отложения кошагачской свиты вблизи границы с Курайским блоком интенсивно дислоцированы с образованием запрокинутых складок. Выведенные на дневную поверхность продолжающимися неотектоническими движениями па-леоген-неогеновые отложения Чуйской впадины образуют вдоль ее северной границы полосу естественных обнажений, где располагается большинство стратотипических разрезов свит этого возраста.

С северо-запада Чуйская впадина замыкается восточным окончанием Северо-Чуйского блока, называемым Сукорским выступом. Абсолютные отметки в его пределах составляют 2500-3000 м. С юго-востока впадина замыкается Тапдуайрским выступом, имеющим трехступенчатое строение, с высотами вершинных поверхностей ступеней 2200-2400, 2800-3300 и 3400-3500 м. Характерной особенностью неотектонических выступов, замыкающих Чуйскую впадину, является наличие в понижениях древнего доорогенного рельефа в их пределах не только ледниковых четвертичных отложений, но и дочетвер-тичных кайнозойских пород, сходных по всем параметрам с породами основания разреза отложения впадины.

Анализируя закономерности новейшей структуры и распространения кайнозойских осадков района Чуйской впадины, можно предложить следующую принципиальную модель ее развития на протяжении кайнозоя. На первом этапе неотектонического развития территории происходила плавная деформация доорогенного рельефа в результате постепенного сжатия по оси субмеридио-нального простирания. Образовавшийся при этом желоб стал бассейном седиментации, обрамленным с севера и юга валами, куда сначала переотлагались породы коры выветривания, затем отлагались терригенные осадки, формировались прослои органогенного материала, карбонатные породы.

По мере роста абсолютных высот обрамляющих бассейн горных сооружений в его прибортовых частях отлагались все более грубые осадки. Происходила закономерная смена тонкозернистых осадков на грубообломочные породы, характерные для межгорных впадин. Судя по распространению дочетвертич-ных пород, размеры бассейна в палеоген-неогеновое время намного превышали современные размеры Чуйской впадины. Он был вытянут в северо-восточном направлении, включал территорию современной Курайской впадины и, вероятно, соединялся с другими впадинами юго-востока Русского Алтая. По характеру разреза кайнозойских отложений очевидно, что значительная расчлененность рельефа достигнута только в конце неогена, когда отлагались грубообломочные туерыкская и бекенская свиты.

Важная морфотектоническая перестройка произошла в конце неогена-начале четвертичного периода, когда единый до того момента желоб разделили на отдельные бассейны перемычки. На наш взгляд, это могло произойти только в результате левостороннего сдвига вдоль границ, обрамляющих желоб горных сооружений по достижению предела пластической деформации территории. В результате сдвига были повернуты и выдавлены в пределах желоба блоки (Сукорский и Тапдуайрский выступы), сохранившие до настоящего времени во впадинах своей вершинной поверхности остатки палеоген-неогеновых отложений. О сдвиговом характере свидетельствует и структура типа «конского хвоста», развитая в Акташском узле.

Результаты детальных геоморфологических исследований, сопровождавшихся построением геоморфологических карт, подтверждают предложенную схему. Нами выделено 14 типов элементов, образующих структуру мезорельефа (рис. 58). Наиболее древними элементами рельефа района Чуйской впадины являются выработанные в складчатых породах палеозоя в ходе предшествующей эпохи выравнивания субгоризонтальные поверхности. В зависимости от современных абсолютных отметок они условно подразделяются на три категории: субгоризонтальные денудационные поверхности низшего уровня, покрытые остатками площадной коры выветривания (1в); среднего уровня, где сохранились лишь остатки линейных кор выветривания, приуроченных к зонам разломов (1б); высшего уровня, покрытые лишь маломощными продуктами физического выветривания (1а).

Линейные размеры этих реликтов древнего выровненного рельефа редко превышают в осевых частях горных сооружений 1-2 км, а углы наклона 2-3°. В пределах плоскогорий и в нижних частях макросклонов хребтов местами встречаются участки существенно большего размера, но они всегда наклонены в результате тектонических деформаций и изменены наложенными процессами. Наряду с анализом деформаций кайнозойских осадков впадин изучение закономерностей пространственного распространения этих элементов рельефа создает основу всех местных региональных неотектонических построений.

Второй по возрасту элемент рельефа - денудационные склоны средней крутизны, подразделяемые в зависимости от современного высотного положения на привершинные (2а) и придолинные (2б). Они имеют наклон до 12° и являются следами ранних этапов расчленения территории в ходе начальных пликативных этапов ее деформации. Они пространственно тяготеют к реликтам поверхности выравнивания и обрамляют их по периметру там, где фрагменты поверхности выравнивания не сохранились, высотные отметки этих склонов позволяют оценить их былое положение. Большинством исследователей эти склоны долин раннего этапа расчленения включаются в поверхность пенеплена, что приводит к значительным ошибкам при оценке вертикальных амплитуд неотектонических перемещений. Разрозненные остатки этих склонов редко тянутся более чем на 2-3 км, но в местах широкого развития древнего рельефа (плато Укок и Сайлюгем), где они один из основных элементов, могут простираться на десятки километров.

Третий по времени формирования элемент рельефа территории - текто-ногенные склоны. Они развиты по тектоническим уступам на границах разновысотных неотектонических блоков, в неизмененном виде имеют крутизну около 30° и разделяют ступени хребтов (3а). Вблизи днища впадины они подверглись среднему (3б) или сильному (3в) изменению, и их крутизна снижает-

Рис. 58. Основные элементы мезорельефа северного и южного бортов Чуйской впадины (по [Новиков и др., 1995]).

1, 2 — геоморфологические границы: 1 — бровки и гребни (а — отчетливые, б — скругленные), 2 — линии подножий; 3 — элементы гидросети; 4 — абс. отметки, м; 5 — элементы мезорельефа (см. текст); 6—8 — элементы геологического строения: 6 — докайнозойские отложения, 7 — кайнозойские дочетвертичные отложения, 8 — четвертичные отложения.

ся до 15-20°. Тектоногенные уступы частично разрушены в ходе более поздних эрозионных эпох и сохранились фрагментарно, трассируя линии древних разломов. Иногда они совпадают с долинами крупных рек и тогда сильно преобразованы; чаще тектоногенные уступы ориентированы поперек простирания современных долин, заложившихся уже после их формирования, и сохранились в виде характерных тектоногенных фасет. Выявленные в ходе геоморфологического картирования фрагменты тектоногенных уступов являются наиболее надежными индикаторами новейших разломов.

В результате вовлечения в воздымание третичных отложений впадин в них выработаны наклонные предгорные равнины, составляющие периферическую часть днища впадины там, где они не перекрыты более поздними отложениями. Углы их наклона в ненарушенном состоянии не превышают 3-4° (4а). По характеру более поздних изменений выделяются фрагменты предгорных равнин, смещенные тектоническими движениями (4б), покрытые сериями абразионных террас спущенных приледниковых озер (4в), расчлененных эрозионными рытвинами (4г) и термокарстовыми котловинами (4д).

Наиболее поднятые неотектонические блоки подверглись на протяжении четвертичного периода мощному горно-долинному оледенению, которое почти полностью уничтожило в их осевых частях все более древние поверхности. Морфологически выделяются свежие склоны ледниковых долин, имеющие углы наклона более 40° (5а), с неизмененным осыпным шлейфом крутизной около 30° в основании (8), измененные склоны ледниковых долин, почти скрытые под осыпями, имеющие крутизну 30-35° (5б). Во внеледниковых частях территории с меньшими абсолютными высотами позицию ледниковых занимают эрозионные долины со склонами крутизной около 28° (6а) и около 25° (6б); углы наклона бортов долин не зависят от состава коренных пород и связаны только с интенсивностью эрозионного процесса.

Большинство долин района Чуйской впадины ориентировано поперек линий главных новейших разломов. Часто видно смещение этих линий. Следовательно, они связаны с более поздней системой разломов, активизировавшихся на последних стадиях неотектонического развития территории. Свидетельством того, что подвижки по разломам не прекращаются, являются крупные обвалы, имеющие в поперечнике 1-2 км, и, вероятно, сейсмически индуцированные. Выделяются тела обвалов (7а) и стенки отрыва (7б). Обвалы развиты как в скальных породах палеозоя (обвалы долин Куэхтанара, Сукорский), так и в поднятых на склоны хребта третичных породах (вдоль северного борта Чуйской впадины).

Эволюция последнего оледенения достаточно полно зафиксирована в морфологии днищ ледниковых долин, где сверху вниз сменяются экзарацион-ные днища (9а) днищами с отдельными моренными грядами (9в), моренными полями, которые фиксируют максимальные продвижения позднеплейстоценовых ледников (9г). Выделяются также сильно измененные моренные поля, частично перекрытые флювиальными осадками (9д) и, возможно, принадлежащие более ранним оледенениям, и каменные глетчеры - молодые постгляци-альные сползания моренного материала в виде отдельных языков (9е). Судя по распределению конечноморенных образований, ледники последнего оледенения остановились на выходе из гор по южной периферии впадины. Ледники Курайского хребта вообще не достигли ее, что обусловлено помимо микроклиматических особенностей склонов хребтов северной и южной экспозиции еще и разницей в площадях ледосборных бассейнов, которые на крутом южном склоне Курайского хребта в несколько раз меньше, чем на более пологом северном склоне Южно-Чуйского хребта.

Гигантское количество воды, высвободившееся при таянии ледников последнего оледенения, сформировало обширные шлейфы (10а), конусы выноса (10б) и равнины (10е), сложенные валунными галечниками. Эти формы обрамляют конечноморенные поля и образуют всю южную половину днища Чуй-ской впадины. Они осложнены сингенетичными формами: ложбинами (10в), площадками (10г), уступами (10д) и термокарстовыми котловинами (10ж). Эрозионные долины, имеющие большие продольные уклоны и V-образный облик в обрамляющих Чуйскую долину нижних ступенях хребтов, в пределах впадины обретают ящикообразный облик с характерными аллювиальными террасированными днищами, в которых выделяются простые поймы (11а), поймы с наледными полянами (11б), площадки террас (11в). Склон предгорной равнины местами осложнен мелкими долинами постоянных (12а) и временных (12б) водотоков, в устьях которых образуются конусы выноса (13). Последним типом рассматриваемых элементов изорельефа являются фирновые поля (14б), покрывающие реликты поверхности выравнивания, пологие склоны древних долин и питаемые ими ледники.

Геоморфологическая структура территории подчеркивает ее полурамповое строение с пологим погружением южного борта впадины под кайнозойские осадки и надвиганием по системе субпараллельных взбросов северного борта.

7.4. Морфология и морфотектоника тыловой (Монгольской) зоны (на примере юго-восточной части Русского Алтая)

Морфотектоническая эволюция Тянь-Шаня, Алтая и ряда других горных сооружений Центральной Азии происходила в кайнозое в процессе сокращения и утолщения литосферы под воздействием регионального сжатия по оси, ориентированной в северо-восточном направлении. После работ П. Молнара и П. Тапонье такие горизонтальные напряжения в Центральной Азии, и на Алтае в частности, принято объяснять сближением литосферных плит. Помимо линзовидно-ячеистой структуры, где «линзы» - это ромбовидные приподнятые блоки, служащие основой горных хребтов, а менее распространенные «ячейки» - погруженные блоки, в пределах которых формируются межгорные впадины, существуют и другие морфологические особенности Алтая, свидетельствующие о его формировании в ходе горизонтального сжатия. Во-первых, это разветвление типа «конского хвоста», образуемое системами хребтов на северо-западном окончании Алтая, свидетельствующее о значительной роли сдвигов в формировании современной морфотектонической структуры. Во-вторых, на границах горных хребтов и плоскогорий развиты разломы с паде-

Рис. 59. Морфотектоническая схема Центрального Алтая.

1-5 — зоны линейного коробления: 1 — своды, 2, 3 — осевые части клиньев выпирания (2 — максимально приподнятые, 3 — умеренно приподнятые), 4, 5 — крылья клиньев выпирания и отдельные блоки (4 — максимально приподнятые, 5 — умеренно приподнятые); 6, 7 — впадины рампового и полурампового типа: 6 — приподнятые части, лишенные чехла, 7 — опущенные части, выполненные кайнозойскими осадками; 8-11 — морфотектонические границы: 8 — между осевыми частями и крыльями клиньев выпирания, 9, 10 — между клиньями выпирания (9 — системы приразломных грабенов, 10 — сдвиговые зоны), 11 — линии разрезов; 12 — участок, показанный на рис. 57; 13-15 — обозначения на разрезах: 13 — палеозойские породы, 14 — кайнозойские отложения, 15 — тектонические нарушения.

нием под хребты, сходящиеся на глубине. Иногда в ходе выдавливания клина в его осевых частях происходит образование компенсационных узких грабенов, как, например, в осевой части Курайского хребта. По мере развития клина выпирания на каждой новой стадии происходит вовлечение в поднятие полосы предгорий, что обусловливает ступенчатое строение склонов большинства крупных хребтов Алтая.

Район нижнего течения Чуи и среднего течения Катуни расположен на стыке четырех зон линейного коробления (рис. 59). С юга его ограничивают Катунский и Северо-Чуйский клинья выпирания, а с северо-запада и северо-востока - Теректинский и Курайский. Основные зоны линейного коробления веерообразно расходятся к западу и северо-западу [Новиков, Парначев, 2000]. Образовавшийся между ними промежуток занимают морфотектонические элементы более мелкого порядка - Айлагушский, Айгулакский, Сальджарский, Шавлинский, Эстулинский и Кубадринский блоки, имеющие меньшие абсолютные высоты. Относительно низкие гипсометрические отметки этого района и ошибочное предположение об образовании высоких террас нижнего течения Чуи и среднего течения Катуни в результате локального прогибания привели к выделению его части в качестве «яломанской впадины» [Богачкин, 1981].

Эта впадина многократно упоминалась в работах, посвященных проблеме формирования высоких террас в долинах рек Алтая. В действительности никаких данных об относительном погружении значительных участков между Теректинским и Айгулакским хребтами нет. Более низкие гипсометрические отметки этой территории объясняются увеличением расстояния между основными зонами линейного коробления, что на фоне общего снижения абсолютных высот в северном направлении приводит к образованию «залива» со стороны северного пояса среднегорного рельефа в его высокогорной части. Комплекс высоких террас располагается на участках долин Чуи и Катуни, использующих системы узких приразломных грабенов, трассирующих границы зон линейного коробления на отдельных участках.

Основная часть тыловой зоны расположена в пределах Монгольского Алтая, куда протягиваются магистральные сдвиговые зоны. В пределах северовосточной части Русского Алтая правые сдвиги также имеют широкое распространение и фиксируются по коленообразным перегибам элементов гидросети (рис. 60-62). (Исследования кайнозойской внутриконтинентальной орогении проводились в Монгольском Алтае с использованием современных методов структурной геологии и кинематического анализа [Cunningham et al., 1996a,b; Cunningham, 1998].) Землетрясения с правосторонним косым сдвигом на протяжении последних 30 лет многократно отмечались в Монгольском Алтае [Жалковский и др., 1995], где многие границы горных сооружений маркируются уступами активных разломов. Морфотектонический анализ рельефа территории проведен также Г. Ф. Уфимцевым [1995].

Основными разрывными структурами горной страны являются протяженные (более 200 км) правосторонние сдвиги северо-западного простирания. Выделяются три зоны, содержащие активные правосторонние сдвиги и взбросы,

Рис. 60. Коленообразные изгибы правых притоков р.Чулышман (Байдыш и др.) в районе пересечения ими зоны активного правого сдвига (A-B). (Здесь и далее монтаж аэрофотоснимков.)

Рис. 61. Коленообразный изгиб долины р. Кумурлу (правый приток Башкауса) в районе пересечения ею зоны активного правого сдвига (A-B).

Рис. 62. Коленообразные изгибы левых притоков р. Кокори в районе пересечения ими зоны активного правого сдвига (A-B).

направленные в разрезе в противоположные стороны (рис. 63). Текущий режим деформаций связан с региональным сжатием и зональным смещением коровых масс в северо-западном направлении по отношению к Хангаю. Каждая зона образует в поперечном сечении асимметричный клин выпирания, и в поперечном сечении Монгольского Алтая выделяются три крупные flower structures. Ведущим механизмом горообразования территории является вертикальное и площадное разрастание чешуйчатых клиньев выпирания при движениях по разломам с правосторонне-сдвиговой и взбросовой составляющими.

Образующий южное ограничение горного пояса Булганский разлом формирует зону дробления шириной 3,5 км, по которой происходят левосторонние смещения. Таким образом, он подобен Богдинской (Долиноозерской) зоне левосторонних смещений, продолжающей его на востоке. Породы палеозойского основания представляют собой метаморфизованные осадочные и вулканогенные породы палеозойских аккреционной призмы и островных дуг. В результате кайнозойского сжатия и воздымания Алтая как следствия Индо-Евразийской коллизии, локализованной в 2500 км южнее, произошло формирование вытянутой в северо-западном направлении системы правосторонних сдвигов, обновивших части древних разрывных структур. Все основные сдвиговые структуры Монгольского Алтая продолжаются и в Русском Алтае, где они расщепляются в северном и западном направлениях. Характер деформаций оперяющих разломов подтверждает правосдвиговый характер смещения по магистральным разломам.

7.5. Морфология и морфотектоника фронтальной (Джунгарской) зоны и области сжатия правофланговой (Горноалтайской) зоны (на примере Зайсанской впадины)

Рассматриваемая территория включает в себя южную часть горных сооружений Южного Алтая и северную часть Зайсанской впадины. Она имеет все характерные элементы зоны перехода от гор к краевому прогибу. Территория изучена в ходе полевых работ 1996 г. в рамках исследований по проекту INTAS 93-134 «Continental Rift Tectonics and Evolution of Sedimentary Basins». В отличие от всей остальной территории Алтая рассматриваемый район хорошо исследован в геоморфологическом отношении еще в 1950-1960-е гг. [Селиверстов, 1956, 1957, 1959а,б, 1960а,б, 1961а,б, 1966]. Территориальная ограниченность района исследований не позволила выявить его роль в общей структуре Алтая, однако все частные геоморфологические вопросы были решены.

В орографическом отношении территория отчетливо делится на три суб-широтные зоны. Север занимают горные сооружения хребтов Курчумского, Асутау и Матобай с абсолютными высотными отметками в диапазоне 17002250 м. Полоса мелкосопочного рельефа, отделенная от горных сооружений системой уступов, имеет абсолютные высоты 700-1150 м. Всю южную часть занимает слабонаклоненная равнина. Она отделена от полосы мелкосопочника отчетливым невысоким уступом. Абсолютные высоты равнины вблизи ее границы с мелкосопочником около 500 м, в южном направлении они ступенчато

ГЛЛ M’JIr.lHCsli.

Рис. 64. Геоморфологическая схема северной части Зайсанской впадины и примыкающей к ней части Южного Алтая.

1—5 — поверхности выравнивания горного обрамления: 1 — слабо деформированная, выработанная в осадочных и метаморфических породах палеозоя, 2 — наклоненная, расчлененная, на вершинах новейших блоковых поднятий, 3 — выработанная в гранитоидах палеозоя, 4 — с понижениями, занятыми кайнозойскими осадками с остатками коры выветривания, 5 — сильно наклоненная, с интенсивным эрозионным расчленением; 6—8 — озерная равнина впадины, выработанная в верхнемеловых-кайнозойских осадках: 6 — с чехлом четвертичных осадков,

7 — сложенная непосредственно верхнемеловыми-плиоценовыми осадками, 8 — деформированная в ходе новейших блоковых поднятий; 9—

17 — внезональные и переходные образования: 9-11 — аллювиальные (9 — русло и пойма водотоков, нерасчлененные, 10 — пойма, выражающаяся в масштабе карты, 11 — крутые склоны эрозионных долин в пределах горного обрамления), 12 — аллювиально-пролювиальные (конусы выноса крупных водотоков), 13 — пролювиальные (слившиеся в шлейфы конусы выноса мелких эрозионных рытвин); 14, 15 — наложенный рельеф бугристых эоловых песков (14 — на озерную равнину, 15 — на холмистую поверхность выравнивания); 16, 17 — тектоногенные уступы (16 — крутые, слаборасчлененные; 17 — средней крутизны интенсивно расчлененные); 18 — границы между типами рельефа: а — отчетливые, б — предполагаемые; 19 — тектоногенные уступы, не выражающиеся в масштабе; 20 — преобладающие уклоны поверхностей рельефа: а — тектоногенных уступов, б — поверхности выравнивания.

Основные типы рельефа рассматриваемой территории, за исключением доорогенного денудационного рельефа, сформировались в результате морфотектонической активизации в кайнозойское время (рис. 64). Наиболее древние элементы имеют докайнозойский возраст - это сохранившиеся от расчленения участки поверхности денудационного выравнивания, формирование которой завершилось в начале палеогена.

Всю южную часть территории занимает наклонная равнина. От горных сооружений юга она отделена отчетливыми уступами с относительной высотой до 200 м. Абсолютные высоты равнины вблизи уступов - 430-480 м, а вблизи оз. Зайсан и Черного Иртыша - около 410 м. Эта равнина выработана в слабодислоцированных палеоген-нео-геновых отложениях и имеет абразионное происхождение. В ее пределах развито несколько террасовых уровней с относительными превышениями 10-20 м [Селиверстов, 1960а]. Выделяются первичные участки абразионной озерной равнины, для которой характерно наличие чехла рыхлого галечного материала мощностью до 5-10 м. В результате денудации галечникового чехла образуются обширные участки равнины, где на поверхность выходят палеоген-неогеновые породы.

снижаются до 400 м. Вдоль южной границы территории протянулась цепочка холмов с относительным превышением от 100 до 300 м, осложняющих поверхность равнины (Шакельмес, Караберик, Жуанкара, Ушкара, Керши, Ащитас).

Вся гидросеть района относится к бассейну Иртыша. Верховье Иртыша носит название Черный Иртыш. Он протекает с востока на запад вдоль южной границы территории и впадает в оз. Зайсан. Самый крупный приток Черного Иртыша Кальжир берет начало в оз. Маркаколь, расположенном в северной части района (уровень воды 1447 м), и пересекает все его орографические элементы в направлении с севера на юг. Все остальные водотоки берут начало в горах северной части территории. Из них только Акка-бек и Бельозек достигают Черного Иртыша, а остальные (Калгаты, Такыр и др.) теряются в пределах засушливой равнины. Помимо озер Зайсан и Маркаколь, в западной части района в пределах равнины и мелкосопочника развиты многочисленные мелкие озера. Все они занимают денудационные понижения в рельефе и являются бессточными. Вода в них соленая. У подножий уступов, отделяющих горы от мелкосопочника, а мелкосопочник от равнины, бьют многочисленные пресноводные источники.

Два этих подтипа поверхности озерной равнины отчетливо различаются по фототону на снимках SPOT. Вдоль южной границы территории прослеживается цепочка молодых тектонических выступов. Морфологически они представляют собой плосковерхие возвышенности с относительными превышениями от 100 до 250 м. Наличие в центральных частях некоторых из них (горы Шакельмес, Караберик, Жуанкара и др.) ядер палеозойских пород с падением перекрывающих палеоген-неогеновых образований в разные стороны от центра доказывает, что это горст-антиклинали, возникновение которых связано с внедрением в кайнозойские отложения Зайсанской впадины блоков палеозойского основания. Местами, в районах моноклинального падения кайнозойских пород, развит куэстовый рельеф, а на многих участках - многочисленные эрозионные рытвины, образующие классический бедленд.

До поднятия уровня Зайсана в связи с заполнением Бухтарминского водохранилища вдоль озера наблюдалась молодая озерная равнина с пляжем, береговым обрывом, береговыми валами и косами. В настоящее время эти элементы в значительной степени затоплены, и оз. Зайсан, ставшее частью Бухтарминского водохранилища, во многих местах непосредственно граничит с древней абразионной равниной. В восточной части равнины наблюдается перекрытие ее бугристыми песками, образующими обширное поле, большая часть этой песчаной пустыни расположена на территории Китая, и лишь небольшие участки пересекают пограничную реку Алкабек.

По подножиям тектонических уступов, отделяющих ее от горных сооружений севера, наблюдаются пролювиальные шельфы увалистого облика шириной 4-6 км. Полоса шлейфов прерывается сухими дельтами, расположенными в местах выхода из гор наиболее крупных водотоков (Калгаты, Такыр, Каль-жир). Эти дельты фиксируют последний этап повышенного увлажнения территории, предшествующий нынешнему засушливому периоду.

Вдоль всех крупных рек района развиты узкие полосы террасированных аллювиальных равнин. Аллювиальный комплекс обычно состоит из поймы и двух-трех террас высотой 2-5, 5-7, 10-15 м. Только у Черного Иртыша в масштабе карты можно разделить русло и пойму с террасовым комплексом. На большей части территории долины врезаны слабо. Лишь у Кальжира в горной части хорошо выработано ущелье с крутыми склонами, у остальных водотоков водораздельные поверхности полого снижаются к аллювиальному комплексу, который отделен от них невысоким уступом.

Для всей северной половины характерен денудационный рельеф, выработанный в скальных породах палеозоя. Наиболее широко развит древний пенеплен, который является исходным типом рельефа для всей рассматриваемой территории. В южной ее части он погребен под палеоген-неогеновыми осадками и обнажается лишь на плоских вершинах молодых поднятий. В северной части, в Курчумском горсте, в верховьях Кальжира и вдоль южного борта Маркакольской впадины он поднят на значительные высоты от 1500 до 2300 м, достаточно сильно расчленен и изменен криогенными процессами. К югу от Маркакольской впадины он наклонен и интенсивно расчленен эрозионными долинами.

Наиболее хорошо древний пенеплен представлен в полосе между Зай-санской впадиной и высокими горными сооружениями севера территории. Ширина полосы составляет от 20 до 40 км. Абсолютные высоты снижаются с востока на запад с 1250 до 600 м. Рельеф этой части имеет все признаки формирования в результате медленной площадной денудации. Для него характерна высокая степень препарировки геологической структуры. В областях развития палеозойских осадочных и метаморфических толщ развит грядовый и куэстовый микрорельеф. Относительные превышения гряд над межгрядовыми понижениями не более 30-70 м. На гранитных интрузиях развит хаотически-холмистый микрорельеф с относительными превышениями 50-60 м. Поверхность выравнивания практически лишена покрова рыхлых отложений. В ее пределах отдельные гранитные тела, пачки осадочных и метаморфических толщ легко распознаются на космоснимках по фототону. Для поверхности выравнивания, развитой на гранитных массивах, характерны бессточные понижения, занятые озерами. На возвышениях широко распространены причудливые формы выветривания в виде останцов и разнообразных ниш.

В пределах мелкосопочной поверхности выравнивания приразломных впадин сохранились участки с палеоген-неогеновыми осадками. Значительная часть поверхности выравнивания на ранних этапах новейшего орогенеза представляла собой дно впадины и перекрывалась кайнозойскими осадками. Лишь впоследствии древний рельеф был «откопан» по мере вовлечения в поднятие. Это объясняет его невероятно хорошую сохранность от расчленения. В восточной части имеются участки мелкосопочного рельефа с абсолютными отметками 750-920 м, перекрытые мигрирующими эоловыми песками. Внешне они похожи на огромные песчаные холмы, возвышающиеся над окружающей равниной на 300-400 м.

Тектоногенные уступы широко развиты на границах между впадиной и полосой мелкосопочника, а также между мелкосопочными горными сооружениями севера территории. Как правило, это четко выраженные склоны с крутизной 20-30°, реже они сильно расчленены и представлены полосами рельефа типа бедленда. Относительная высота уступов составляет от 100 до 400 м, реже (на границах Курчумского блока) она достигает 500-700 м. Помимо крупных тектоногенных уступов в пределах поверхности мелкосопочника среднего яруса рельефа встречаются более мелкие уступы с относительной высотой до 100 м, они фиксируют подвижки по разломам северо-западного и северовосточного простирания.

В геологическом отношении территория отчетливо делится на две части (рис. 65). Южная - собственно впадина - сложена кайнозойскими осадками, которые связаны с характерными элементами рельефа. Большинство элементов аккумулятивные, представлены полностью сингенетичными отложениями (пролювиальные шлейфы, аллювиально-пролювиальные конусы выноса, аллювиальные элементы долин). Денудационно-аккумулятивная озерная равнина также перекрыта тонким чехлом озерных осадков. Дочетвертичные кайнозойские отложения связаны либо с тектоническими выступами в пределах озерной равнины, либо с эрозионными окнами. Благодаря различиям в окраске поверхностных отложений и в составе растительности, которая чутко реа-

Рuc. 65. Геологическая схема северной части Зайсанской впадины (на основе Геологической карты СССР м-ба1:200000).

1-8 — стратифицированные кайнозойские образования: 1 — голоценовые аллювиальные галечники и пески, 2 — голоценовые эоловые пески, 3 — позднеплейстоценовые и голоценовые аллювиально-пролювиальные пески и галечники, 4 — позднеплейстоценовые пески и суглин-

Сравнивая палеозойскую тектонику с новейшей структурой рельефа, можно определенно сказать, что палеозойская структура в незначительной степени была использована в ходе новейшей активизации. Как правило, реактивации подверглись зоны крупных разломов на отдельных участках. Долины крупных рек, так же как и основные положительные структуры (Курчум-ский хребет), секут палеозойскую структуру практически под прямым углом. Таким образом, в ходе альпийского орогенеза территории произошло принципиальное обновление структурного плана, и преобладающими направлениями разрывных нарушений в этой части Алтая стали западное и северовосточное. Однако граница Алтая с Зайсанской и Джунгарской впадинами совпадает пространственно и по простиранию с Иртышской зоной смятия, и очевидна связь между наиболее крупными палеозойскими и кайнозойскими структурными элементами.

гирует в засушливом климате на изменения в литологии, все геологические и геоморфологические элементы южной части территории хорошо дешифрируются на дистанционных материалах.

Северную часть территории слагают палеозойские породы, на которых развиты мелкосопочник и горный рельеф. Все основные геологические тела вытянуты здесь в северо-западном направлении. Исключение составляют лишь некоторые интрузивные массивы западной и центральной частей района. Отложения представлены в основном сильно дислоцированными карбоновыми и девонскими породами. Оси складок имеют также северо-западное простирание. Территория разбита на серию протяженных блоков северо-западного простирания зонами разломов докайнозойского возраста с широкой полосой приразломного смятия и переработки пород. В центре района расположен блок метаморфических пород северо-западного простирания, ограниченный разломами.

Пассивная роль геологического основания в образовании деталей рельефа связана с разной устойчивостью пород к денудации и с их препарировкой в ходе постепенного площадного снижения поверхности. Для этого процесса требуются особые условия и значительное время, и структурный (т. е. с отпрепарированной древней геологической структурой) рельеф встречается только в области развития реликтовой докайнозойской поверхности выравнивания в пределах поля мелкосопочника и полностью разрушен в возвышенной части.

По соотношению геологического и геоморфологического строения территория делится на три субширотные зоны. В южной зоне (собственно впадине), где развиты кайнозойские осадки, четвертичный аккумулятивный рельеф сингенетичен отложениям, а эрозионный обнажает палеоген-неогеновые осадки. Центральная зона (полоса мелкосопочника между горами и впадиной) является древним денудационным рельефом с характерной препарировкой осадочных слоев и интрузивных тел. Северная (хребты Курчумский и Асутау) представлена молодыми формами, связанными с воздыманием блоков по кайнозойским разломам. В ее пределах палеозойская геологическая структура практически не находит отражения в строении. В рельефе проявлена лишь кайнозойская разломная тектоника, почти не наследующая старый структурный план.

Рассмотренная зона перехода от молодых коллизионных горных сооружений Алтая к краевому прогибу Зайсанской впадины (рис. 66) существенно отличается по характеру кайнозойских тектонических деформаций от центральной и юго-восточной частей Алтая [Новиков, 1996а], где на ранних этапах сжатия проявились плавные изгибы исходного пенеплена с образованием системы вытянутых на северо-запад валов и прогибов, которые подверглись затем раздроблению на блоки, испытавшие значительные перемещения как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении. В ее пределах процесс раздробления изогнутого тектоническими движениями пенеплена находится еще только в самом начале. Судя по строению кайнозойских отложений Зай-санской впадины, деформации на южной границе Алтая начались в то же время, что и в его центральной части. Разрастание горных сооружений шло за счет вовлечения в поднятие частей предгорного прогиба.

Так, наиболее высокие хребты Курчумский и Асутау, расположенные вдоль северной границы территории, начали формироваться еще в палеогене. В это время вся область мелкосопочника, обрамляющая их с юга, еще была частью предгорного прогиба, о чем свидетельствуют многочисленные мелкие понижения с палеогеновыми и ранненеогеновыми осадками в ее пределах. Интенсивность эрозионного расчленения возвышенных блоков и мелкосопочного обрамления также свидетельствует об их разновременном вовлечении в поднятие. Наклоненные реликты пенеплена на вершинах блоков северного обрамления подверглись интенсивному эрозионному расчленению, в то время как эрозионная сеть мелкосопочника находится в зачаточном состоянии. Поскольку разница в количестве осадков в связи с различиями абсолютных высот объектов незначительна (в настоящее время менее чем в 1,5 раза),

Рис. 66. Морфотектоническая схема северной части Зайсанской впадины и ее горного обрамления.

1-3 — блоки палеозойского основания, испытавшие перемещения в ходе кайнозойской активизации: 1 — наиболее приподнятые и расчлененные эрозией, 2 — умеренно приподнятые и расчлененные, 3 — слабо приподнятые; 4 — мелкие блоки палеозойских пород, прорывающие кайнозойские осадки; 5 — направление падения поверхности пенеплена в пределах блоков; 6 — основные кайнозойские разрывные тектонические нарушения (цифрами показаны относительно приподнятые границы блоков и вертикальная составляющая перемещения, м); 7 — кайнозойские бассейны седиментации в понижениях поверхности пенеплена и на месте относительно опущенных блоков.

главным фактором расчленения горных сооружений эрозией в этом регионе является время. Таким образом, горный рельеф северного обрамления территории древнее, поскольку дольше подвергается эрозионному расчленению.

Процесс вовлечения в образование горных сооружений Алтая элементов предгорного прогиба продолжается. В настоящее время вдоль северной границы Зайсанской впадины отмечается зона шириной от 20 до 40 км, отде -ленная от основной ее части цепочкой поднятий вдоль правого берега Черного Иртыша, в которых уже выступили на поверхность породы палеозойского основания. По геофизическим данным [Ерофеев, 1969] мощность позднемеловых и кайнозойских осадков в этой зоне менее 300 м, в то время как в основной части впадины - более 1000 м. Поверхность зоны несет на себе следы начинающейся денудации: во многих местах чехол четвертичных осадков уже удален, и на поверхность выходят палеогеновые и неогеновые осадки.

Таким образом, призайсанская часть Алтая состоит из трех зон субши-ротного простирания. Северная, наиболее приподнятая, вовлечена в поднятие раньше других, средняя сравнительно недавно была «откопана» от покрова кайнозойских отложений, а южная еще только начала процесс воздымания и еще прикрыта чехлом палеоген-неогеновых осадков мощностью в первые сотни метров. Между собой выделенные зоны разделены сложным сочетанием тек-тоногенных уступов и реже изгибами первичной пенепленизированной поверхности.

Движущей силой морфотектонической эволюции территории явилось продолжительное региональное сжатие, об этом убедительно свидетельствуют деформации позднемеловых и палеогеновых осадков в обнажениях вдоль подножий тектоногенных уступов, разделяющих область мелкосопочника и Зайсанскую впадину. Так, в изученном нами обнажении, в 20 км к западу от выхода Такыра из гор, у подножия уступа, связанного с движениями по разлому, разделяющему мел-палеогеновые глинистые осадки и раннекаменноугольные песчаники, последние явно надвинуты на первые, причем падение слоистости мел-палеогеновых осадков к северу составляет до 80° [Новиков, 2000в]. Подобные деформации наблюдаются и по южному борту Зайсанской впадины, где в бортах эрозионных долин, дренирующих северный склон хр. Сайкан, обнажаются круто падающие к северу слои (до 80-90°) практически полного разреза осадков, выполняющих впадину [Борисов, 1963].

На границе горной системы Алтая с Зайсанской впадиной молодые оро-генные движения проявились еще относительно слабо, и можно предположить, что перед нами природная модель рельефа центральной части Алтая конца неогенового периода. Здесь отчетливо фиксируется закономерность разрастания горных сооружений от центра к периферии. Южная зона пока еще входит в состав Зайсанской впадины, но, судя по начавшемуся сносу четвертичного чехла с абрадированных палеоген-неогеновых отложений и формированию цепочки горст-антиклиналей вдоль его южной границы, процесс вовлечения южной зоны в горообразовательный процесс уже начался. Если тенденция будет устойчивой, эта зона со временем превратится в подобие нынешней зоны мелкосопочника с реликтовыми мульдами, выполненными кайнозойскими осадками, а современная зона мелкосопочника будет подвержена раздроблению на блоки по уже наметившимся в виде тектоногенных уступов активизированным разломам. Об этом свидетельствует и тот факт, что единственное сильное, зафиксированное здесь, землетрясение связано с разломом, расположенным не на границе горных сооружений, а в осевой части Зайсан-ской впадины [Рогожин, Леонтьев, 1992а,б].

7.6. Морфология и морфотектоника области растяжения правофланговой (Горно-Алтайской) зоны (на примере района Телецкого озера)

Телецкое озеро расположено в северо-восточной части Горного Алтая. Его бассейн включает в себя зону перехода между Алтаем и Саянами, вытянутую с юго-востока на северо-запад более чем на 200 км при средней ширине 80 км. Максимальная ее ширина достигает 150 км. Бассейн имеет общий наклон в северо-западном направлении, что находит отражение в снижении высот обрамляющих хребтов с 3000-3400 м на юге и юго-востоке до 6001300 м на крайнем северо-западе. С запада и северо-запада бассейн обрамлен хребтами Алтын-Ту и Сумультинским, с юго-запада - Айгулакским, с юга -Курайским и хр. Чихачева, с юго-востока и востока - Шапшальским и Абаканским, на севере бассейн замыкается хр. Торот. Перечисленные горные хребты являются естественными водораздельными границами между бассейном Телецкого озера, с одной стороны, и бассейнами рек Катунь, Чуя, Большой Абакан, Хемчик, Алаш, Могун-Бурень, Пыжа, Лебедь - с другой. В пределах бассейна горные хребты в основном вытянуты с юго-востока на северо-запад, однако на широте озера они меняют свое направление на северное и северо-восточное.

Чаша Телецкого озера располагается на северо-западе бассейна на высоте 434 м над уровнем моря. В плане озеро имеет коленообразную форму и состоит из двух частей: южной (меридиональной) протяженностью 50 км и северной (широтной) - около 28 км. Озеро имеет несколько заливов, из которых наиболее крупные Камгинский и Кыгинский. Средняя ширина озера 2,9 км при максимальной в 5,2 км.

Основная артерия, поставляющая водные массы в озеро, - р. Чулышман, на долю которой приходится от 62 до 71 % всего притока. Долина Чулышмана на первых 60-ти километрах от озера имеет трапециевидную форму и в тектоническом отношении является южным продолжением его грабена. Из рек бокового притока наиболее крупные Кыга, Челюш, Большие Чили, Малые Чили, Кокши, Камга, Колдор. Некоторые притоки не имеют хорошо выработанных долин в своей приустьевой части, поэтому впадают в озеро в виде водопадных каскадов. Более крупные реки имеют хорошо выработанные долины и выносят свои воды из каньоновидных ущелий. Такие реки, как Камга, Кыга и Колдор, на протяжении нескольких километров от устья имеют хорошо выраженные долины трапециевидной формы, затем, подобно Чулышману, они заключаются в V-образные долины. Реки бокового притока, занимая всего 15,7 % водосборного бассейна, поставляют, однако, порядка 30 % общего притока водных масс в озеро, что является следствием значительной увлажненности этой части бассейна. Сток воды из озера осуществляется единственной рекой - Бией.

Акватория окружена горными хребтами с высотами от 600-1300 м в широтной части до 1700-2400 м в меридиональной. Берега большей частью скальные, обрывистые, зачастую уходящие под урез воды или отделенные от нее узкой полоской берега. Заболоченные береговые участки имеют небольшое распространение и приурочены к дельтам рек Чулышман, Кыга, Камга,

Колдор, Самыш, Ойер. В прибрежной зоне выделяется ряд террасовидных площадок, которые поднимаются над зеркалом воды на высоту до 250 м. Наиболее крупные из них Яйлю, Ежон и Беле. Их образование связано с отседани-ем значительных береговых блоков по листрическим разломам [Деев и др., 1995]. По строению дна и глубинам на Телецком озере выделяются два плеса. Первый (основной) простирается от мыса Караташ до устья Чулышмана, включая всю меридиональную и 3/5 широтной части, и имеет глубины от 100 до 325 м. Второй (северо-западный мелководный) распространяется от мыса Караташ до истока Бии и характеризуется глубинами от 10 до 40 м.

Вопрос о происхождении Телецкого озера длительное время был предметом острых дискуссий. За преобладающее значение тектонических деформаций в генезисе озера высказывались В. П. Нехорошев [1932, 1958, 1959],

С. А. Яковлев [1916, 1939], Л. И. Семихатова [1934], В. М. Сенников [1958], П. М. Бондаренко [1967]. За ведущую роль ледниковых процессов в формировании котловины озера выступали Г. И. Гране [1916], Н. Л. Бубличенко [1939, 1946], А. И. Москвитин [1946], Н. А. Ефимцев [ 1961 а,б]. Явный прогресс в морфотектонических исследованиях Алтая окончательно прояснил ситуацию: котловина Телецкого озера является плейстоценовым грабеном. Данная структура формируется в зоне растяжения на границе между Алтайской и Саянской горными системами в результате подвижек микроплит, происходящих в ходе последних этапов кайнозойской тектонической активизации [Деев и др., 1995; Дельво и др., 1995; Лукина, 1991, 1996; Селезнев и др., 1995; и др.].

Стратиграфический разрез изучаемого района включает отложения ри-фея, кембрия, ордовика, девона и перми. Породы в различной степени подверглись метаморфизму. Наиболее распространены серо-зеленые хлоритовые, хло-рит-кварцевые, хлорит-карбонат-кварцевые, эпидот-серицит-хлоритовые, эпидот-актинолит-хлоритовые и другие разновидности метаморфических сланцев. В геологическом строении значительную роль играют интрузивные образования. В пределах Прителецкого района располагаются крупные массивы (Сад-ринский, Абаканский, Кокшинский, Челюшский, Алтынтаусский) и ряд мелких интрузивных тел. Породы массивов представлены преимущественно гранитами, плагиогранитами, гранодиоритами, кварцевыми диоритами, гранито-гней-сами, плагиогранито-гнейсами, гранодиорито-гнейсами.

Район Телецкого озера характеризуется значительным разбросом абсолютных отметок, достигающих 2067 м (высшая точка - гора Баскон (2502 м), низшая - уровень Телецкого озера (434 м)). Реально, с учетом глубины озера, разброс превышает 2500 м. Расстояние по горизонтали между низшей и высшей точками около 10 км. Такие резкие перепады абсолютных отметок характерны только для районов, испытавших в позднем кайнозое интенсивные дифференцированные блоковые движения.

Геоморфологическая структура территории представляет собой закономерное сочетание элементарных поверхностей, каждая из которых принадлежит к определенному генетическому типу, характеризующемуся своими углами наклона, морфологией микрорельефа, рыхлыми отложениями и современными рельефообразующими процессами. Элементарные поверхности рельефа являются главными объектами при геоморфологическом картировании. Поскольку это изоградиентные поверхности, от смежных элементов они отделены линиями перегиба склона, независимо от того соседствуют они с поверхностями однотипными или же с поверхностями иного генетического типа. Закономерная геоморфологическая структура нарушается даже при незначительных движениях, и поверхности либо плавно деформируются, либо разрываются с образованием уступов, выявление кайнозойских тектонических нарушений не представляет проблем. Чем больше времени прошло с момента тектонической деформации, тем меньше она выражена в рельефе, и в большинстве случаев докайнозой-ские тектонические структуры фиксируются только в геологическом строении.

В геоморфологическом строении района Телецкого озера отчетливо выделяется 12 типов элементарных поверхностей, резко различающихся по углам наклона.

Вершинные поверхности имеют углы наклона от 0 до 2°. Их обрамляют привершинные склоны с углами наклона до 10-12°. Склоны долин имеют несколько характерных углов наклона: один тип склонов имеет вогнутый профиль, углы наклона 40-50° и более в верхней части; другой - прямой профиль и углы наклона 30-35°; третий имеет слабовыпуклый профиль и углы наклона 15-20°. Отдельный тип образуют борта ящикообразных долин, характеризующиеся прямым поперечным профилем и углами наклона 40-45°. Днища таких долин представляют плоские поверхности с углами наклона до 1°, повышающимися в местах примыкания к ним боковых долин до 4°. В рельефе территории присутствует еще один тип склонов, прямо не связанных с речными долинами. Это борта впадины Телецкого озера и уступы, пересекающие более пологие склоны долин. По морфологии они близки к бортам ящикообразных долин. Днища мелких долин имеют обычно незначительную ширину, и их соседние борта разделены линией тальвега, лишь в верховьях они расширяются и характеризуются бугристым микрорельефом и усредненными углами наклона в 2-4°.

Сочетание перечисленных элементов и образует практически все разнообразие форм рельефа рассматриваемой территории. Некоторые характерные, но не развитые широко по площади элементы, например субвертикальный абразионный уступ по берегам озера высотой до 20 м, являются молодыми образованиями, и хотя прежде всего бросаются в глаза, относятся, скорее, к формам микрорельефа, осложняющим структуру рельефа.

Верхний ярус рельефа. Возвышенные части водоразделов к западу и востоку от Телецкого озера имеют сходное строение. Они резко возвышаются над остальной территорией, отделяясь от нее крутыми уступами. Абсолютные отметки уплощенных участков основания, над которыми они приподняты, составляют 1600-1900 м. Они отчетливо выделяются на картах и аэрокосмоснимках, поскольку поднимаются выше границы леса и представляют собой каменистые гольцы. Наряду с бортами впадины Телецкого озера это наиболее крупные естественные обнажения территории, которые, однако, слабо изучены из-за трудной доступности. Рассматриваемый ярус рельефа к западу от озера представлен изометричным массивом около 10 км в поперечнике, включающим возвышенную часть хр. Монаргы (2000-2200 м), горы Алтынту (2298 м) и Корумбу (2358 м). На востоке - это водораздельная часть Абаканского хребта (2000-2500 м) и хр. Корбу (2000 м).

Верхний ярус рельефа расчленен типичными ледниковыми долинами. В настоящее время они лишены ледников и фирновых полей, но малая изме-ненность ледниковых форм указывает, что они активно развивались в ходе последнего позднеплейстоценового оледенения Горного Алтая. Характерно, что в юго-восточной части Горного Алтая, где геоморфологические эффекты оледенения проявлены наиболее ярко, ледниковые формы на таких же абсолютных высотах практически не развиты. Это свидетельствует о том, что наблюдаемая в настоящее время тенденция сокращения общего количества осадков и, соответственно, активности ледниковых процессов и эрозионной деятельности водотоков с севера на юг проявлялась и ранее.

Основными ледниковыми формами рельефа в пределах территории являются кары. Их ширина 1-2 км, длина 2-5 км, глубина 300-500 м. Кары образуют верховья практически всех долин, достигающих верхнего яруса. Борта их имеют вогнутый профиль со скалистой верхней частью и осыпным шлейфом в основании. Крутизна бортов прямо связана с ориентировкой каров относительно сторон света. Кары, обращенные к югу, имеют наиболее пологие борта, и осыпи нередко достигают их бровки. У каров, раскрытых на север, наиболее крутые скальные борта. Лишь у подножий таких склонов начинается накопление осыпного шлейфа. Ледниковые долины субширотного простирания имеют асимметричный поперечный профиль с более крутыми бортами северной экспозиции. Эти закономерности не связаны с геологическим строением, и их проявление обусловлено неодновременностью деградации долинных ледников. В долинах южной экспозиции они исчезли раньше, и их пост-гляциальные изменения более значительны.

Днища каров обычно имеют абсолютные отметки в диапазоне 17001900 м. Таким образом, они находятся на уровне вершинной поверхности среднего яруса рельефа, над которым возвышаются рассматриваемые горные сооружения. По-видимому, эта поверхность послужила базисом ледниковой экзарации, поскольку ледники, как правило, существенно не углубляют эрозионные долины, в которых развиваются, а лишь расширяют их с образованием уплощенного днища и крутых склонов. Днища всех каров представляют собой уплощенные площадки с бугристым микрорельефом, образованным моренными грядами, межморенными понижениями и котловинами выпахивания. В котловинах выпахивания и понижениях моренного рельефа располагаются озера.

Озера котловин выпахивания имеют обычно изометричную форму и размеры 100-300 м в поперечнике, реже до километра. Они подперты ригелями, и их днище нередко представляет чашу, выпаханную в коренных породах и лишенную рыхлых осадков. Озера моренных понижений обычно менее 50 м в поперечнике и могут образовывать скопления (десятки) однотипных озер. Судя по морфологии мелких ледниковых долин, в ходе позднеплейстоценового оледенения их ледники не спускались ниже отметок 1200-1400 м, поскольку ниже в долинах начинается нормальный V-образный эрозионный врез, и не достигали озерной котловины. Исключение мог составлять только ледник долины Чулышмана, который, имея колоссальный водосборный бассейн, теоретически мог достигать озера с последующим уничтожением моренных осадков флювиогляциальными потоками.

Формирование верхнего яруса рельефа, несомненно, имеет тектоногенную природу. Фрагменты, аналогичные вершинному уровню среднего яруса, имеющему абсолютные отметки 1500-1900 м, расположены в его пределах на абсолютных высотах около 2000 м, где нередко достигают 500-1000 м в поперечнике. Однако и в наиболее высоких частях Абаканского хребта, там, где борта соседних ледниковых долин сблизились с образованием гребневидных водоразделов на высотах более 2400 м, местами сохранились фрагменты древнего выровненного рельефа до 50-100 м в поперечнике. От среднего яруса верхний отделен крутыми уступами высотой 300 м и более. Ледниковые долины, расчленившие верхний ярус так, что от него в возвышенных частях осталась только сетка гребневидных водоразделов, частично разрушили эти уступы, однако на участках между соседними долинами они сохранились в виде классических тектоногенных фасет.

Таким образом, верхний ярус рельефа сформировался на месте относительно приподнятых неотектонических блоков с амплитудой относительного перемещения на уровне среднего яруса 300 м и более. Блоки эти не представляют собой единого целого, они разбиты разломами с меньшими амплитудами на отдельные фрагменты, отчетливо выделяемые в каждом блоке по уступам в пределах уплощенных поверхностей или перепадам отметок гребневидных водоразделов, когда субгоризонтальные гребни с разными отметками разделены наклонным гребнем, сформированным на месте разрушенного тектоногенного уступа.

Помимо проявлений новейшей блоковой тектоники в виде дифференцированных блоковых перемещений в ходе дешифрирования аэрофотоснимков масштаба 1:35 000 при составлении геоморфологической карты территории, нами обнаружены следы современных движений. Они представляют собой приразломные рвы, пересекающие гребневидные водоразделы ледниковых долин Абаканского хребта в верховьях рек Челюш и Тузакту, причем борта трогов последнего оледенения имеют видимое смещение по горизонтали на первые десятки метров. Вполне вероятно, что данные рвы относятся к разряду сейсмодислокаций, проявляющихся при катастрофических землетрясениях (8 баллов и более), однако для подтверждения этого предположения необходимо их непосредственное изучение.

Следует особо отметить, что наблюдаемое частичное совпадение распространения верхнего яруса с гранитными телами не является признаком серьезного участия избирательной денудации в его формировании, поскольку гранитные массивы распространены существенно шире и обнажаются в нижнем и среднем ярусах рельефа. Таким образом, можно говорить, скорее, о наследовании новейшими разломами на отдельных участках древних тектонических нарушений, с которыми связано формирование гранитных массивов.

Средний ярус рельефа. Он образует постамент, на котором возвышаются альпинотипные сооружения верхнего яруса, и широко развит в пределах территории. Для него характерны уплощенные водоразделы с абсолютными отметками от 900 до 1900 м, которые изменяются не постепенно, а дискретно, выявляя блоковое строение, присущее описанным выше возвышенным частям района Телецкого озера. Долины, расчленяющие средний ярус рельефа, имеют выраженный эрозионный характер. В верховьях, примыкающих к ледниковым частям долин, свойственным для верхнего яруса рельефа, они имеют относительно пологие склоны и небольшую глубину (100-150 м). Начиная с абсолютных отметок 1200-1400 м, они приобретают форму V-образных каньонов, глубина которых у наиболее крупных рек (Большие и Малые Чили, Челюш, Кокши) составляет в приустьевой части от 600 до 1000 м.

Наиболее вероятно, что места смены пологосклоновой формы долин на V-образную соответствуют рубежам максимального продвижения позднеплейстоценовых ледников. Перегибы продольного профиля долин являются также признаком ускоренного эрозионного врезания устьевых частей водотоков, происходящего вследствие недавнего погружения днища грабена Телецкого озера. От нижележащего яруса рельефа рассматриваемый ярус отделяется крутыми уступами высотой 700-1000 м и более, образующими борта котловины Телецкого озера и примыкающих к нему долин Чулышмана, Кыги и Камги. Тектоногенные уступы, разделяющие на блоки средний ярус, имеют обычно вертикальные амплитуды от 100 до 300 м. Их наличие часто затушевывается относительно густой сетью эрозионных долин, характерных для этого яруса, расчленяющих его до такой степени, что размеры реликтов уплощенной вершинной поверхности редко превышают 1-2 км в поперечнике.

Для выявления тектонических уступов этого яруса необходимо детальное геоморфологическое картирование. Наиболее ярко уступы проявляются в северной части территории по обе стороны от долины Камги и в бортах долин рек Колдор и Ыдып. Для среднего яруса рельефа с его развитой эрозионной сетью совершенно нехарактерно развитие озер, а единичные встречающиеся озера, такие как Пландукель и Соккаракель на междуречье Колдора и Чедора, приурочены к подножию приразломных уступов и имеют явно выраженное тектоническое происхождение.

Нижний ярус рельефа. Представлен наиболее опущенными блоками. Часть их имеет абсолютные отметки верхних площадок около 500-600 м. Это блоки мыса Ежон, а также Яйлю и Беле, формирование которых связано с от-седанием блоков по листрическим разломам при продолжающемся растяжении и раскрытии грабена. Абсолютные отметки других, скрытых под водой и рыхлыми осадками в грабенах Телецкого озера, Чулышмана, Кыги и Камги, окончательно не установлены. Можно сказать только, что все они опущены относительно блоков среднего яруса более чем на 700 м.

Новейшая тектоническая структура района Телецкого озера имеет выраженное блоковое строение, в котором не усматривается какой-либо системы. В результате дифференцированных новейших движений вертикальный разнос элементов древнего выравненного рельефа превысил 2500 м. Минимальные отметки коренного дна озера лежат ниже уровня моря, максимальные отметки -район горы Баскон в Абаканском хребте - составляют 2502 м. Вертикальные амплитуды новейших перемещений по блокам максимальны между нижним и средним ярусами рельефа, где они почти везде превышают 700 м. Между другими блоками они обычно лежат в диапазоне от 100 до 500 м. Граница между средним и верхним ярусом в тектоническом плане идентична подобным границам между отдельными блоками в пределах этих ярусов. Ее выделяет наложение на ступенчатую блоковую структуру территории высотной климатической зональности, обусловливающей смену на этом рубеже эрозионных процессов процессами ледниковой экзарации, что приводит к резким морфологическим различиям в строении рельефа.

Исследования, проведенные до 90-х годов, не выявили блокового неотек-тонического строения Прителецкого района. Были описаны разломы, непосредственно оконтуривающие чашу озера и долины главных притоков северной и южной его частей. Даже отчетливую ярусность рельефа пытались объяснять не новейшими деформациями доорогенного рельефа, а наличием в пределах района нескольких разновысотных и разновозрастных поверхностей выравнивания [Калецкая, 1938, 1948]. Проведенное крупномасштабное геоморфологическое картографирование территории подтвердило тектоногенную природу границ между ярусами. Сохранившиеся фрагменты тектоногенных уступов, лежащие на одном уровне и разделяющие фрагменты древнего уплощенного рельефа с разными высотными отметками, - главное тому подтверждение [Деев и др., 1995]. Для окончательного определения положения границ блоков, их соотношения между собой и характера горизонтальных перемещений потребуются дополнительные исследования, однако уже сейчас можно отметить главные системы разломов (рис. 67).

Вероятно, самой древней системой разломов территории является сочетание двух субпараллельных зон северо-восточного простирания (Камгинской и Кыгинской) с упирающимися в них двумя более молодыми разломами, образующими борта грабена Телецкого озера. Тектоногенные уступы бортовых разломов сильно изменены отседанием блоков по серповидным разломам, возможно, сейсмогенно индуцированным, что создает иллюзию их голоценового возраста. Плейстоценовый возраст структуры подтверждается наличием во впадине озера, по новейшим сейсмическим данным, отчетливо слоистых осадков, по всей вероятности, доголоценового возраста [Селезнев и др., 1995].

Камгинская зона разломов в северной части представляет собой ступенчатый грабен, центральный узкий блок которого обрамлен с северо-запада и юго-востока вытянутыми блоками, субпараллельными осевому. Вся система разбита более поздними разломами северо-западного простирания. Кыгинская система менее сложно устроена. В ней выделяется главный разлом без выраженной вертикальной амплитуды смещения, обрамленный оперяющими разломами. Все разломы описанной системы в плане прямолинейны и имеют относительно крутое падение сместителя. Несмотря на относительную древность этой сети разломов на отдельных участках подвижки происходили и в голоцене. Они фиксируются по смещению конусов выноса на границах нижнего блока Камгинской системы и по смещению блоков по берегам озера по вторичным серповидным разломам. Хорошая выраженность зон разломов при незначительных вертикальных амплитудах свидетельствует о сдвиговом характере перемещений.

Направления более мелких разломов, разделяющих разные ярусы рельефа по западному и восточному берегам озера, обычно субпараллельны одному

Рис. 67. Морфотектоническая схема района Телецкого озера.

1-4 — неотектонические блоки: 1, 2 — относительно опущенные (1 — перекрытые водами озера, 2 — перекрытые неоген-четвертичными осадками), 3 — среднего положения, 4 — наиболее возвышенные; 5-11 — новейшие тектонические нарушения: 5, 6 — сдвиговые зоны (5 — камгин-ская, 6 — кыгинская), 7, 8 — зона растяжения — грабен Телецкого озера (7 — главные сбросы,

8 — вторичные (листрические) сбросы), 9-11 — прочие разломы (9 — сбросы, 10 — сдвиги и сбросо-сдвиги, 11 — надвиги).

из основных направлений системы: северо-северо-западному и северо-восточному. Грабен Телецкого озера сечет эти направления и является наиболее молодой тектонической структурой региона.

В ходе дешифрирования аэрофотоснимков нами обнаружены два разлома с необычно извилистой линией выхода на поверхность плоскости смести-теля [Деев и др., 1995]. Они развиты в пределах крупного гранитного массива к северу и к югу от устьевого участка р. Большие Чили. Протяженность разломов превышает 5 км. Своими восточными окончаниями они упираются в разлом, образующий борт впадины Телецкого озера, а западными - в разломы, ограничивающие блок хр. Монаргы. Судя по соотношению линии выхода на поверхность сместителя с рельефом, он полого падает к югу. На местности выяснилось, что эти линии представляют собой приразломные рвы, заполненные крупными глыбами палеозойских пород, нарушающие пологую задернованную вершинную поверхность среднего яруса. Это плейстоценовые надвиги, фиксирующие ситуацию регионального сжатия по оси субмеридионального простирания, предшествовавшую раскрытию грабена Телецкого озера.

Новейшая структура района Телецкого озера имеет выраженное блоковое строение. Границы между блоками образуют три основные зоны разломов, подвижки по которым продолжаются и в голоцене. Здесь развиты также две субширотные структуры, близкие по геоморфологическим проявлениям к активным надвигам. Структуры с вертикальным падением сместителя имеют преимущественно северо-западное и северо-восточное простирание (исключение составляют лишь разломы прибрежных частей Телецкого озера), а надви-говые структуры - субширотное, что соответствует разломной картине, возникающей вследствие сжатия по оси субмеридионального простирания и растяжения в субширотном направлении.

7.7. Морфотектоника левофланговой (Гобиалтайской) зоны (восточное окончание Монгольского Алтая и Гобийский Алтай)

Юго-восточное окончание Монгольского Алтая имеет высоты 20003000 м. Этот сейсмически активный регион характеризуется противоположными сдвигам основной части Монгольского Алтая левосторонними сдвигами по протяженной субширотной разломной зоне, по которой происходит и его воздымание. Горные сооружения восточного окончания Гобийского Алтая имеют асимметричное строение с более высокой северной частью, ограниченной левосторонним сдвиго-взбросом (рис. 68). С севера горная система ограничена Долиноозерским прогибом, который отделяет ее от Хангайского поднятия. В его пределах развиты взбросы и складки, нарушающие четвертичные отложения. Южная сторона горных сооружений более пассивна, но она также ограничена зонами левосторонних взбросо-сдвигов. В поперечном разрезе хребет представляет собой чешуйчатый клин выпирания (flower structure), который формируется в результате компрессионной инверсии мезозойского бассейна [Cunningham et al., 1996a,b, 1997; Bayasgalan, Jackson, 1999].

Рис. 68. Схема активных разломов центральной части (А) и восточного окончания (Б) Гобийского Алтая (по [Bayasgalan, Jackson, 1999]).

1 — левосторонние сдвиги; 2 — взбросы и надвиги.

Южнее хребта-блока Арц-Богдын-Нуру расположен изолированный высокий и узкий массив, ориентированный вдоль субширотной системы сдвигов. Основные разломы в пределах хребта образуют односторонний чешуйчатый клин выпирания (half-flower structure). Еще южнее система левосторонних сдвигов маркируется системой небольших выдавленных блоков и одним крупным массивом там, где она поворачивает на север, в районе ее западного окончания. Вдоль всей горной цепи позднемеловые и третичные базальты и третичные и четвертичные осадки смещены по основным системам разломов, что указывает на их активность в позднем кайнозое. Эти системы разломов и горные массивы формируют непрерывную полосу одинаковой ширины (примерно 20 км) между Северо-Гоби-Алтайской и Гоби-Тяньшанской системами разломов, образующими две основных системы левосторонних сдвигов, прослеживающихся по всему югу Монголии.

7.8. Основные закономерности формирования новейшей тектонической структуры Алтая

Позднекайнозойские пояса континентальной коллизии занимают большие площади между взаимодействующими литосферными плитами и микроплитами. Один из наиболее сложнопостроенных орогенических поясов представляет собой область динамического воздействия коллизии Евразийской плиты и Индостана (горные системы Алтая, Тянь-Шаня, Памира, Гиндукуша, Каракорума, Кунь-Луня, Западных Гималаев и соседних территорий) (рис. 69). Величины напряжений, скоростей деформации и горизонтального течения коровых масс уменьшаются в северном направлении. Интенсивное течение реализуется в зонах главных активных разломов или в зонах поднятий с плотной сеткой разломов. Эти зоны чередуются с более жесткими и, соответственно, менее деформированными блоками, обычно представленными впадинами. Скорости течения, рассчитанные для южной границы района, соответствуют скорости движения Индийской плиты, определяющейся спредингом в Индийском океане. Территория Алтая включена в процесс деформирования, постоянно продуцируемого движением Индийской плиты на север. Это движение приводит не только к поперечному укорочению, но также и к продольному перемещению горных масс [Трифонов и др., 1996].

Обзор современных данных по строению орогенического сооружения (тектоническая трещиноватость, горизонтальные смещения по разрывам, сейсмичность, неотектонические вертикальные смещения, тепловой поток, вулканизм, мощность коры) позволяет предложить следующую геодинамическую модель региона. Центром структуры является мантийный купол Хангая, обрамленный с запада районом правосторонних транспрессионных сдвигов (Русский и Монгольский Алтай), с юга - районом фронтального сжатия с левосто-роним сдвигом (Гобийский Алтай), а далее на восток - районом левосторонней транспрессии (Гурбан-Сайхан) [Cunningham, 1998]. По полученным в последнее время палеомагнитным данным районы мезокайнозойского базальтового вулканизма Хангая, начиная с мелового времени, не претерпели значительных перемещений относительно Южнохангайской горячей точки [Кова-

Рис. 69. Схема положения Алтая в области кайнозойского тектогенеза в результате Индо-Евразийской коллизии (по [Dobretsov et al., 1996; Добрецов и др., 1999] с упрощениями).

1 — морские акватории; 2 —Алтай; 3 — новейшие горные сооружения (на разрезе — плиты Евразии); 4 — области новейших погружений (крупнейшие континентальные бассейны седиментации); 5 — Индийская плита (стрелка показывает направление движения); 6 — поверхность Мохоровичича; 7 — разрывные нарушения.

ленко и др., 1997]. Хангай является подобием оси, вокруг которой происходит горизонтальное движение обрамляющих его блоков. К югу от Гобийского Алтая, в пустыне Гоби также проявлена серия левосторонних сдвигов, которые сопровождаются смещением коры к востоку относительно стабильного Сибирского кратона и контролируют пространственное размещение трех полей развития кайнозойских вулканитов площадью около 100 км² каждое. Геохимические данные свидетельствуют об участии в формировании вулканитов вещества литосферы и астеносферы (плюма) [Barry et al., 1996]. Внутриплит-ный магматизм региона вызван деятельностью Южнохангайской горячей точки мантии. Размеры и формы отдельных ареалов, по-видимому, можно рассматривать как проекции на земную поверхность подлитосферного магматического источника - мантийного плюма. С перемещениями над последним литосферной плиты связана миграция центров магматизма во времени [Ярмо-люк и др., 1995].

Горные сооружения Алтая сформировались в результате дробления и растекания коровых масс на южной и западной границах Хангайского блока, в поле регионального сжатия, возникшего в результате вдавливания Индостана в Евразийский коллаж литосферных плит и микроплит. Сформировались области преимущественного течения масс в северо-западном направлении (система правосторонних сдвигов Русского и Монгольского Алтая) и восточном (система левосторонних сдвигов Гобийского Алтая и Гобийского Тянь-Шаня) (рис. 70). В протяженных сдвиговых зонах происходило также поперечное укорочение земной коры за счет погружения поверхности Мохо-ровичича и выдавливанием коровых масс в «верхнее полупространство» [Уфимцев, 1995].

Рост горных сооружений происходил по взбросовым (реже надвиговым) дислокациям наряду с преобладающими по амплитудам сдвиговыми перемещениями по основным разломам. Вертикальные перемещения по отдельным разломам составили 3-4 км, горизонтальные сдвиговые перемещения по разным оценкам не превысили 20-40 км [Jian-bang Shi et al., 1984; Новиков, 1992а]. Горные сооружения сформировались в ослабленных зонах на стыках микроплит. Их последовательное развитие происходило за счет дробления и вовлечения в воздымание краевых частей микроплит. Судя по сильной сейсмичности территории, начавшийся в олигоцене и резко активизировавшийся в конце неогена процесс продолжается и в настоящее время.

Монгольский Алтай, представляющий собой мобильную зону, разделяющую Джунгарский и Монгольский блоки, в неотектоническом отношении устроен достаточно просто, поскольку в его пределах происходит горизонтальное перемещение блоков по системе правосторонних сдвигов северо-западного простирания. Одновременно сокращается земная кора по оси северо-восточного простирания за счет выдавливания ее вещества вверх и вниз с образованием линейной системы горных сооружений и симметричного понижения поверхности Мохоровичича [Неотектоника..., 1988; Уфимцев, 1995; Cunningham, 1998; и др.].

Рис. 70. Местоположение мобильных зон Алтая среди блоков обрамления.

1-4 — мобильные зоны: 1 — Алтайская правосдвиговых перемещений (А), 2 — Гобиалтайская левосдвиговых перемещений (ГА), 3 — область взаимодействия Алтайской и Гобиалтайской мобильных зон; 4 — Джунгаро-Тарбагатайская (Дж-Тб), Тяньшанская (Тш), Западно-Саянская (ЗСн); 5 — стабильные блоки: Западно-Сибирский (ЗС), Тувинский (Тв), Монгольский (Мн), Джунгарский (Дж) (а — области выхода на поверхность палеозойского фундамента, б — выполненные мезокайнозойскими осадками впадины); 6 — основные разломы (а — правые сдвиги, б — левые сдвиги, в — взбросы и надвиги, г — раздвиги).

Цифры в кружках — системы разломов: 1 — Хангайская, 2 — Булганская, 3 — Гобиалтайская (Богдинская, Долиноозерская), 4 — Западно-Саянская, 5 — северного фаса Алтая (Белокурихин-ская), 6 — Шапшальско-Таннуольская, 7 — Эртайско-Фуюньская, 8 — Сагсайско-Нарымская, 9 — Толбонурская, 10 — Кобдинско-Курайская.

Дробление литосферы на ромбовидные блоки в его пределах происходит по разломам двух основных направлений: северо-западного (правые сдвиго-взбросы) и северо-восточного (локальные оперяющие зоны раздвигов). Джунгарский блок, сближаясь с Монгольским, одновременно испытывает правостороннее смещение по отношению к нему. Правосторонние смещения сосредоточены в четырех магистральных правосдвиговых зонах мобильной зоны Алтая. Хангайская система разломов характеризуется левосторонним смещением, которое в районе Убсунурской котловины поглощается пододвиганием под Тувинский блок. Северо-западная составляющая движения Джунгарского блока активизирует Джунгаро-Тарбагатайскую мобильную зону.

Русский Алтай, являющийся северо-западным продолжением Монгольского, формируется еще и под воздействием ограничивающей его с севера Ев-разиатской плиты. Наличие относительно жесткого северного ограничения обусловливает существенное усложнение неотектонической структуры. Часть горизонтальных перемещений северо-западного направления гасится в суб-широтном взбросе северного фаса Алтая. Остальные распределяются во взбросах по всей ее территории за исключением северо-восточной части Русского Алтая, где господствует режим растяжения. Последнее свидетельствует о возможном его повороте против часовой стрелки по отношению к обрамляющим территориям.

Сжатие Русского Алтая происходит не только по оси северо-восточного простирания, но и в северо-западном направлении. Наиболее высокие горные сооружения возникают в его пределах при формировании клиньев выпирания в транспрессионных изгибах и на окончаниях сдвиговых зон. Они образуют веерообразно расширяющуюся на северо-запад систему хребтов с простиранием отдельных горных сооружений от северо-западного до юго-западного, как в рассмотренном нами случае с Курчумским горстом. Совместно с клиньями выпирания вдоль их взбросовых границ часто формируются рамповые и полурам-повые впадины. Сдвиговые и раздвиговые структуры в своем формировании не сопровождаются образованием выделяющихся на общем фоне орогенных сооружений, они трассируются линейными отрицательными формами рельефа и играют важную роль в новейшей структуре бассейна Телецкого озера.

Алтай в морфотектоническом отношении представляет собой зону «коровой брекчии» [Пейве, 1945] или «корового торошения» [Хаин, 1990]. По Ожегову [1972], торошение означает «образование и нагромождение ледяных глыб при сжатии льдов в полярных морях». Но новейшая структура Русского Алтая не является результатом хаотического «торошения континентальной литосферы» [Неотектоника., 1988; Горы., 1990], а подчиняется столь же строгим закономерностям, как и структура Монгольского Алтая, с которой она неразрывно связана. Ее относительное усложнение обусловливается тем, что в отличие от Монгольского Алтая она формируется на границе не двух, а трех сближающихся со сдвигом относительно устойчивых блоков.

Если в пределах Монгольского Алтая простирание разрывных структур палеозойского основания и новейших разрывных нарушений в целом пространственно совпадает, и часто новейшие нарушения обновляют линии древних тектонических контактов, то в Русском Алтае наблюдается повсеместное нарушение этой закономерности. Новейшие разрывы используют здесь палеозойские зоны разломов лишь на отдельных отрезках, а чаще секут их под разными углами. Наиболее часто совпадают с палеозойскими разломными зонами субширотные транспрессионные участки новейших правых сдвигов, и, вероятно, заложение транспрессионных изгибов напрямую связано с пересечением новейшими сдвигами крупных разломных зон палеозойского заложения.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Настоящая монография подводит промежуточный итог современного этапа изучения морфотектоники Алтая. Этот регион является частью сложнопост-роенного новейшего орогенического пояса, сформировавшегося в области динамического воздействия при вдавливания Индостана в Евразийский коллаж плит. Материалы, полученные автором в ходе полевых исследований, построение и анализ геоморфологических карт, сведения из опубликованных источников позволяют предложить новую геодинамическую модель региона.

Согласно этой модели, Алтай представляет собой мобильную зону, уна-следованно развивающуюся с позднего палеозоя. В новейшей структуре с востока ее ограничивает купол Хангая, формирование которого связано не со сжатием региона, а с развитием на его территории мантийного плюма; обрамленный с запада системой правосторонних сдвигов (Русский и Монгольский Алтай), а с юга и севера районами левосторонних сдвигов (Хангайская и До-линоозерская зоны разломов). Горные сооружения Алтая сформировались в результате дробления и растекания коровых масс на южной и западной границах Хангайского блока. На Т-образном стыке Евроазиатской плиты и примыкающих к ней с юга Джунгарской и Монгольской микроплит образовались области преимущественного течения масс северо-западного направления (система правосторонних сдвигов Русского и Монгольского Алтая).

Наряду со сдвиговыми перемещениями по разломам, протягивающимся вдоль горной системы Алтая, происходило также поперечное укорочение земной коры за счет погружения поверхности Мохоровичича и вертикального выдавливания коровых масс. Рост горных сооружений происходил по взбросо-вым (реже надвиговым) разрывным нарушениям с преобладанием сдвиговых перемещений по основным разломам. Новейшая активизация происходила за счет дробления и вовлечения в воздымание краевых частей устойчивых блоков обрамления. Процесс, начавшийся в олигоцене и резко активизировавшийся в конце неогена, продолжается и в настоящее время.

На основании анализа структуры кайнозойских разрывных нарушений Русского Алтая установлено, что они формируют в зоне воздействия ЗападноСибирской плиты, ограничивающей дальнейшее распространение магистральных сдвигов, сопряженные веера структур сжатия и растяжения, простирающиеся соответственно на запад и север.

Систематизация данных о распространении молассовых отложений, формировавшихся во впадинах обрамления Алтая в перми, юре и кайнозое, позволила сделать заключение о значительной степени унаследованности в структурной позиции северо-западной и юго-восточной границ современных гор Алтая. В механизме позднепалеозойской и юрской эпох орогенеза наблюдается характерная особенность: в ходе этих эпох внутриконтинентального орогенеза наряду со сдвиговой тектоникой большую роль играли процессы внедрения магм гранитоидного состава, в то время как кайнозойский орогенез амагматичен. Вопрос о том, проявится ли магматическая активизация на территории Алтая в ходе дальнейшего тектонического развития региона, остается открытым. Пока никаких свидетельств этого нет, но по аналогии с предшествующими орогенными эпохами можно предположить и такой сценарий.

Проведенные исследования создали фундамент для дальнейших морфотектонических работ на Алтае, позволяя прогнозировать характер движений по новейшим разломам, исходя из их структурной позиции, заложили основу для размещения здесь сети высокоточных GPS наблюдений, дали импульс для сейсмогеологических и других исследований в регионе, использующих данные о его новейшей тектонической структуре. Теперь предстоит определить геоморфологические критерии новейшего разломообразования различных кинематических типов и проверить их на практике путем комплексного геологического изучения зон разломов (абсолютное датирование зон дробления, мик-роструктурный анализ и др.). В перспективе необходимо также существенно детализировать предложенную нами модель средствами ГИС, использование которой позволит создать новое поколение карт активной тектоники региона.

ЛИТЕРАТУРА

Авдеев В. А., Нартов С. В., Балжинням И. и др. Цамбагаравское землетрясение 23 июля 1988 г. (Западная Монголия) // Геология и геофизика - 1989. -№11. - С. 118-124.

Агатова А. Р. Эволюция бассейна реки Чаган-Узун в кайнозое: Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. - Новосибирск, 1999. - 20 с.

Агатова А. Р. Постледниковое развитие долины реки Аккол, Южно-Чуйский хребет (Юго-Восточный Алтай) // Геоморфология. - 1999. - № 2. - С. 52-59.

Агатова А.Р. Оледенения и активная тектоника: их взаимосвязь на территории Юго-Восточного Алтая // Изв. Русск. геогр. о-ва. - 2003. - Т. 135, вып. 5. -С.16-22.

Агатова А.Р., Новиков И.С., Высоцкий Е.М., Гибшер А.С. Геоморфологические эффекты землетрясений 27 сентября и 1 октября 2003 года в Горном Алтае // Геоморфология. - 2004. - № 2 (в печати).

Адаменко М. Ф., Селищев Е. Н. Новые данные о динамике ледников бассейна рек Актру и Корумду в период малой ледниковой эпохи // Природа и экономика Кузбасса. - Новокузнецк, 1984. - С. 58-61.

Адаменко О. М. Структурно-формационные зоны Кулундинской впадины // Новые данные по геологии и географии Кузбасса и Алтая. - Новокузнецк, 1969. -С. 89-91.

Адаменко О. М. Мезозой и кайнозой Степного Алтая. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1974. - 168 с.

Адаменко О.М. Предалтайская впадина и проблемы формирования предгорных опусканий. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1976. - 183 с.

Адаменко О. М., Городецкая М. Е. К проблеме происхождения лёссовидных пород Западной Сибири // Изв. АН СССР. Сер. геогр. - 1970. - № 3. - С. 67-76.

Адаменко О. М., Девяткин Е. В., Стрелков С. А. Алтай // История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока (Алтае-Саянская горная область). - М.: Наука, 1969. - С. 54-120.

Адаменко О. М., Зажигин В. С. Фауна мелких млекопитающих и геологический возраст кочковской свиты Южной Кулунды // Стратиграфическое значение антропогеновой фауны мелких млекопитающих. - М., 1965. - С. 162-171.

Адаменко О. М., Зальцман И. Г. О юрских отложениях Степного Алтая и Павлодарского Прииртышья // Геология и геофизика. - 1970. - № 7. - С. 133-138.

Адаменко О. М., Портнова Е. А. Основные черты строения и условия формирования второго структурного (нижне-среднеюрского) яруса Кулундинской впадины // Геология и геофизика. - 1967. - № 3. - С. 12-21.

Азарий Ю. П. О следах древних и современных перигляциальных явлений в Юго-Восточном Алтае // Геология и геофизика. - 1966. - № 3. - С. 81-88.

Аксарин А. В. О четвертичных отложениях Чуйской степи в Юго-Восточном Алтае // Вестн. ЗСГТ. - 1937. - № 5. - С. 71-81.

Аксарин А. В. Чуйский буроугольный район в Юго-Восточном Алтае // Вестн. ЗСГТ. - 1938, № 4. - С. 41-69.

Александров Г. П. Новые данные о нижнеюрских отложениях юго-западной Тувы // Материалы по геологии Тувинской АССР. - Кызыл, 1969. - С. 3-9.

Алявдин Ф. А., Миханков Ю. М., Рясина В. Е., Хлебников В. К. Информационное сообщение о результатах совместного маршрута по Южному Приобью // Информ. сб. ВСЕГЕИ. - 1960. - № 39. - С. 41-45.

Амшинский Н. Н. Вертикальная петрогеохимическая зональность гранитоид-ных плутонов на примере Алтая. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1973. - 200 с.

Атлас геолого-картографической изученности территории СССР / Ред. Н. В. Межеловский, В. К. Путинцев. - Л.: ВСЕГЕИ, 1991. - 7 л.

Бадамгарав Д., Дашзэвэг Д., Девяткин Е. В. и др. Стратиграфия палеогеновых и неогеновых отложений Долины Озер // Ископаемая фауна и флора Монголии. - М., 1975. - С. 250-268.

Бажанов В. С. Первое нахождение скорлупы яиц динозавров в СССР // Тр. Ин-та зоологии АН КазССР. - 1961. - Т. XV. - С. 177-181.

Баклаков М. С., Русанов М. Г. Калгутинское молибдено-вольфрамовое месторождение // Вестн. ЗСГУ. - 1939а. - № 1. - С. 49-52.

Баклаков М. С., Русанов М. Г. Россыпи вольфрамита в районе Калгутин-ского месторождения в юго-восточном Алтае // Вестн. ЗСГУ. - 1939б. - №2. -С.31-39.

Барышников Г. Я. Развитие рельефа переходных зон горных стран в кайнозое (на примере Горного Алтая). - Томск: Изд-во Том. гос. ун-та, 1992. - 182 с.

Башарина Н. П. Тектоника Каргинской впадины (Юго-Западная Тува) // Геология и геофизика. - 1968. - № 5. - С. 3-9.

Башарина Н. П. Мезозойские впадины Алтае-Саянской и Казахстанской складчатых областей. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1975. - 124 с.

Беляев А. П., Лишкевич В. В., Полтораков Г. И. Угленосность северо-западной части Алтая // Вестн. ЗСГУ и НТГУ. - 1963. - № 2. - С. 3-8.

Беляев С. Ю., Берзин Н. А., Буслов М. М. и др. Геология и тектоника Горного Алтая: Путеводитель экскурсии. - Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 1991. - 71 с.

Бениофф Х. Движения по крупнейшим разломам // Дрейф континентов. Горизонтальные движения земной коры. - М., 1966. - С. 75-104.

Берзин Н. А., Буслов М. М., Борукаев Ч. Б. Покровно-чешуйчатая структура Баратальского «выступа» (Горный Алтай). - М., 1988. - 12 с. - Деп. ВИНИТИ, № 4221-В88.

Биль И. И. О проведении колесного пути от Онгудая до Кош-Агача по так называемому Чуйскому тракту // Алтайский сборник. - Барнаул, 1903. - Т. 5. -С. 66-81.

Благовидова Т. Я., Жалковский Н. Д., Мучная В. И. и др. Сейсмичность Алтае-Саянской области по инструментальным данным // Геология и геофизика. - 1986. - № 1. - С. 140-147.

Богачкин Б. М. История тектонического развития Горного Алтая в кайнозое. - М.: Наука, 1981. - 132 с.

Богачкин Б. М., Раковец О. А. К вопросу о следах древнего оледенения в Курайской впадине (Горный Алтай) // Геоморфология. - 1971. - № 2. - С. 50-57.

Богачкин Б. М., Розенберг Л. И., Цеховский Ю. Г. Вопросы стратиграфии неогеновых отложений Юго-Восточного Алтая // Бюл. МОИП. Отд. геол. -1974. - Т. 49, №2. - С. 5-22.

Богданов Д. П. Материалы для геологии Алтая. - М., 1911. - 422 с.

Боголепов К. В. Мезозойская тектоника Сибири. - М.: Наука, 1967. - 328 с.

Богуш О. И., Бушмина Л. С., Грацианова Р. Т., Ермиков В. Д. Нижний карбон Горного Алтая // Биостратиграфия и палеогеография девона и карбона азиатской части СССР. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1978. - С. 29-66.

Бондаренко П. М. О рифтовом происхождении некоторых озерных впадин Горного Алтая // Материалы конференции молодых ученых и аспирантов ИГиГ сО АН СССР. - Новосибирск, 1967. - С. 3-6.

Бондаренко П. М. Отражение Курайской системы разломов в современном рельефе Акташского района Горного Алтая // Изв. Алт. отд-ния Геогр. о-ва СССР. - 1969. - Вып. 8. - С. 130-133.

Бондаренко П. М. Моделирование надвиговых дислокаций в складчатых областях (на примере акташских структур Горного Алтая). - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1976. - 118 с.

Бондаренко П. М., Девяткин Е. В., Лискун И. Г. Материалы по новейшей тектонике и стратиграфии кайнозойских отложений Акташского района Ку-райской неотектонической зоны Горного Алтая // Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и Дальнего Востока. - Новосибирск, 1968а. -Т. 2. - С. 65-81.

Бондаренко П. М., Девяткин Е. В., Лискун И. Г. Новейшая структура в районе пос. Акташ // Изв. Алт. отд-ния Геогр. об-ва СССР. - 1968б. - Т. 7. - С. 115-116.

Борисевич Д. В. Универсальная легенда для геоморфологических карт // Землеведение. - 1950. - Т. 43, вып. 3. - С. 169-183.

Борисов Б. А. Аллювиальные образования нижнего и среднего течения р. Бухтармы // Материалы по геологии и полезным ископаемым Алтая и Казахстана. - Л., 1960. - Вып. 33. - С. 199-206.

Борисов Б. А. Стратиграфия верхнего мела и палеоген-неогена Зайсанской впадины // Материалы по геологии и полезным ископаемым Алтая и Казахстана. -Л., 1963. - С. 11-75.

Борисов Б. А. Стратиграфические и формационные подразделения верхнего мела и палеоген-неогена Зайсанской впадины в связи с их картированием // Геологические формации и закономерности размещения полезных ископаемых. - М., 1990. - С. 128-134.

Борисов Б. А., Ващилов Ю. Я., Кочетков В. М. и др. Оценка геомехани-ческих и геокинематических параметров сильнейших землетрясений Монголии. -Магадан, 1992. - 30 с.

Борисов Б. А., Минина Е. А. Ледниковые отложения Алтае-Саянской горной области // Хронология плейстоцена и климатическая стратиграфия. - Л., 1973. -С.240-251.

Борисов Б. А., Минина Е. А. Ребристые и сетчато-ячеистые основные морены Восточного Памира и Горного Алтая // Геоморфология. - 1979. - № 2. - С. 69-74.

Борисов Б. А., Минина Е. А. Особенности формирования ребристых основных морен горных стран (Средней Азии и Южной Сибири) // Материалы гляциологических исследований. - 1982. - Вып. 44. - С. 129-133.

Борисов Б. А., Минина Е. А. Плейстоценовые оледенения Алтае-Саянской области, их корреляция и реконструкция // Палеоклиматы и оледенения в плейстоцене. - М., 1989а. - С. 217-223.

Борисов Б. А., Минина Е. А. Геоморфологические критерии корреляции разновозрастных морен гор Средней Азии и Южной Сибири // Проблема геоморфологической корреляции. - М., 1989б. - С. 78-85.

Боярская Т. Д., Свиточ А. А. Материалы к палеогеографии ледниковых эпох Горного Алтая // Новейшая тектоника, новейшие отложения и человек. - М.,1973. - Вып. 4. - С. 92-99.

Бубличенко Н. Л. Происхождение Телецкого озера // Вестн. ЗСГУ. - 1939. -№ 3. - С. 42-58.

Бубличенко Н. Л. Еще к вопросу о происхождении Телецкого озера // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. - 1946. - Вып. 4. - С. 443-448.

Булатов В. И. Природные комплексы бассейна р. Аккол (Юго-Восточный Алтай) // Гляциология Алтая. - Томск, 1970. - Вып. 6. - С. 229-235.

Булатов В. И., Дик И. П., Ревякин В. С. О современном оледенении р. Аккол (Юго-Восточный Алтай) // Гляциология Алтая. - Томск, 1967. - Вып. 5. -С.163-177.

Булин Н. К., Проняева Е. А., Бубнова В. И. и др. Глубинное строение территории Юго-Западного Алтая по сейсмологическим данным // Сов. геология -1969. - №4. - С. 97-109.

Буртман В. С., Лукьянов А. В., ПейвеА. В., Руженцев С. В. Горизонтальные перемещения по разломам и некоторые методы их изучения // Разломы и горизонтальные движения земной коры. - М., 1963. - С. 5-33.

Буслов М. М. Фрагменты покровной структуры центральной части Терек-тинского выступа (Горный Алтай) // Геология и геофизика. - 1986. - № 5. - С. 40-45.

Буслов М. М. Додевонская покровно-чешуйчатая структура центральной части Курайской зоны (Горный Алтай) // Геология и геофизика. - 1987а. - №8. -С.18-26.

Буслов М. М. Структурное положение гипербазитов Теректинской зоны (Горный Алтай) // Комплексные геологические исследования Сангилена (Юго-Восточная Тува). - Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР. - 1987б. - С. 107-119.

Буслов М. М. Структура юго-восточной части Курайского метаморфического комплекса (Горный Алтай) // Комплексные геологические исследования Сангилена (Юго-Восточная Тува). - Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР. 1987в. -С.119-127.

Буслов М. М. Тектонические покровы Горного Алтая. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1992. - 96 с.

Буслов М. М., Ватанабэ Т. Внутрисубдукционная коллизия и ее роль в эволюции аккреционного клина (на примере Курайской зоны Горного Алтая, Центральная Азия) // Геология и геофизика. - 1996. - № 1. - С. 83-94.

Буслов М. М., Зыкин В. С., Новиков И. С., Дельво Д. Структурные и гео-динамические особенности формирования Чуйской мажгорной впадины в кайнозое // Геология и геофизика. - 1999. - Т. 40, № 12. - С. 1720-1736.

Буслов М. М., Казанский А. Ю. Мезозойские сдвиговые движения земной коры на Горном Алтае по геологическим и палеомагнитным данным // Докл. РАН. - 1996. - Т. 347, № 2. - С. 213-217.

Буслов М. М., Сенников Н. В., Ивата К. и др. Новые данные о строении и возврате олистостромовой и песчано-алевритовой толщ горно-алтайской серии на юго-востоке Горного Алтая // Геология и геофизика. - 1998. - Т. 39, № 6. - С. 789-798.

Бутвиловский В. В. Катастрофические сбросы вод ледниково-подпрудных озер Юго-Восточного Алтая и их следы в рельефе // Геоморфология. - 1985. -№ 1. - С. 65-74.

Бутвиловский В. В. Катастрофические прорывы и стоки приледниковых озер Юго-Восточного Алтая // Геология и геофизика - 1986. - № 4. - С. 27-36.

Бутвиловский В. В. Доказательства катастрофических прорывов и стоков вод позднеплейстоценовых ледниковых озер Горного Алтая. // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1987. - Вып. 17. - С. 21-32.

Бутвиловский В. В. Катастрофические и экстремальные природные явления и процессы в позднем плейстоцене и голоцене (на примере Горного Алтая) // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1989. - Вып. 18. - С. 6-14.

Бутвиловский В. В. Механизм формирования новейших предгорных и внут-ригорных впадин и палеотектонической интерпретации выполняющих их фаций (на примере Алтая) // Геодинамика, структура и металлогения складчатых сооружений юга Сибири: Тез. докл. - Новосибирск, 1991. - С. 248-250.

Бутвиловский В. В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийно-катастрофическая модель. - Томск: Изд-во Том. гос. ун-та, 1993. -252 с.

Бутвиловский В. В., Панычев В. А., Ламмерт А. К. О возрасте, морфологии и истории развития последнего оледенения Восточного Алтая // Материалы гляциологических исследований. - 1991. - № 73. - С. 36-43.

Бутвиловский В. В., Панычев В. А., Пономарева Е. А., Тресвятская А. С.

Палеогеография позднеледниковья и голоцена Горного Алтая // Гляциология Сибири. - М., 1993. - № 4. - С. 21-56.

Бяловеский А. Ледниковый период в хребтах Алтая // Зап. Семипалат. под-отд. Зап.-Сиб. отд-ния Рус. геогр. о-ва. - 1915. - Вып. 10. - С. 1-2.

Вангейм Э. А., Вислобокова И. А., Година А. Я. и др. О возрасте фауны млекопитающих из карабулакской свиты на р. Калмаклай (Зайсанская впадина, Восточный Казахстан) // Стратиграф. и геол. корреляция, Россия. - 1993. - Т. 1, № 2. - С. 37-44.

Вангейм Э. А., Зажигин В. С. Некоторые итоги изучения антропогеновой фауны млекопитающих Западной Сибири // Основные проблемы изучения четвертичного периода. - М., 1965. - С. 301-310.

Варданянц Л. А. О древнем оледенении Алтая и Кавказа (сравнительный очерк) // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. - 1938. - Т. 70, вып. 3. - С. 386-405.

Василенко В. К. Зайсанская впадина // Тр. ВНИГРИ. Вып. 96. - Л., 1956. -С.178-185.

Василенко В. К. Геологическая история Зайсанской впадины. - Л.: Гостоп-издат, 1961. - 276 с.

Василенко В. К., Левченко И. Г. Зайсанская опорная скважина (Восточно-Казахстанская область). - М., 1962. - 150 с. (Тр. ВНИГРИ; Вып. 187).

Введенская А. В., Балакина Л. М. Методика и результаты определения напряжений, действующих в очагах землетрясений Прибайкалья и Монголии // Бюл. Совета по сейсмологии АН СССР. - 1960. - № 10. - С. 73-84.

Владимиров А. Г., Пономарева А. П., Шокальский С. П. О рифтогенносдвиговой природе позднепалеозойских-раннемезозойских гранитоидов Алтая // Докл. РАН. - 1996. - Т. 350, № 1. - С. 83-86.

Владимиров А. Г., Пономарева А. П., Шокальский С. П. и др. Поздне-палеозойский-раннемезозойский гранитоидный магматизм Алтая // Геология и геофизика - 1997. - Т. 38, № 4. - С. 715-729.

Волков В. В. Основные закономерности геологического развития Горного Алтая (поздний докембрий, ранний палеозой). - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1966. - 162 с.

Волков В. В. Нижнепалеозойский вулканизм Центральной Азии. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1986. - 194 с.

Волков И. А., Волкова В. С., Задкова И. И. Покровные лёссовидные отложения и палеогеография юго-запада Западной Сибири в плиоцен-четвертичное время. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1969. - 332 с.

Высоцкий Е. М. Геоморфология и неотектоника Прителецкого района Северо-Восточного Алтая: Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. - Новосибирск, 1997. - 16 с.

Габуния Л. К., Девяткин Е. В., Рубинштейн М. М. Данные об абсолютном возрасте кайнозойских континентальных отложений Азии и их биострати-графическое значение // Докл. АН СССР. - 1975. - Т. 225, № 4. - С. 895-898.

Габуния Л. К., Шевырева Н. С., Габуния В. Д. Новый опоссум (Didel-phidae, Marsupialia, Netatheria, Matmalia) из низов олигоцена Зайсанской впадины (Восточный Казахстан) // Палеонтол. журн. - 1990. - № 1. - С. 101-109.

Галахов В. П., Кондрашов И. В. Прогноз состояния оледенения в бассейне Актру (Центральный Алтай) // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. - 1990. - Т. 122, № 3. -С.245-249.

Галахов В. П., Кондрашов И. В. Опыт моделирования динамики горного оледенения в голоцене (по исследованиям в бассейне Актру, Горный Алтай) // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. - 1991. - Т. 123, № 1. - С. 39-45.

Галахов В. П., Руденко И. Н. Использование имитационной модели расчета баланса ледника при палеогляциологических реконструкциях последнего похолодания на Алтае // Изв. Рус. геогр. о-ва. - 1993. - Т. 125, № 4. - С. 51-54.

Геблер Ф. В. Замечания о Катунских горах, составляющих высочайший хребет Русского Алтая // Горн. журн. - 1836. - Т. 2, № 5. - С. 408-439.

Геология Монгольской Народной Республики / Ред. Н. А. Маринов. - М.: Недра, 1973. - Т. 1. - 583 с.

Геоморфология Монгольской Народной Республики / Ред. Н. А. Флорен-сов., С. С. Коржуев. - М.: Наука, 1982. - 260 с.

Герасимов И. П., Марков К. К. Ледниковый период на территории СССР. -М., 1939. - 462 с. (Тр. Ин-та географии АН СССР; Вып. 33).

Глуховская Н. Б. Новые данные о возрасте молодых эффузивов Холойской впадины прилегающих хребтов Гобийского Алтая // Геология и полезные ископаемые МНР. - М., 1990. - С. 167-171.

Гоби-Алтайское землетрясение / Ред. Н. А. Флоренсов, В. П. Солоненко. -М.: Изд-во АН СССР, 1963. - 391 с.

Горы шовных зон СССР и тектоника плит / Ред. С. С. Коржуев. - М.: Наука, 1990. - 217 с.

Гране И. Г. О ледниковом периоде в Русском Алтае // Изв. Зап.-Сиб. отд-ния Рус. геогр. о-ва. - 1915. - Т. 3, вып. 1-2. - С. 1-59.

Гране И. Г. О значении ледникового периода для морфологии северо-восточного Алтая // Изв. Зап.-Сиб. отд-ния Рус. геогр. о-ва. - 1916. - Т. 38. - С. 1-22.

Громов В. И., Краснов И. И., Никифорова К. В., Шанцер Е. В. Состояние вопроса о нижней границе и стратиграфическом подразделении антропогеновой (четвертичной) системы // Вопросы геологии антропогена. - М., 1961. - С. 7-19.

Громов В. И., Краснов И. И., Никифорова К. В., Шанцер Е. В. Схема подразделений антропогена // Бюл. Комиссии по изучению четвертич. периода АН СССР. - 1969. - № 39. - С. 41-55.

Гроссвальд М. Г., Рудой А. Н. Четвертичные ледниково-подпрудные озера в горах Сибири // Изв. РАН. Сер. геогр. - 1996. - Вып. 6. - С. 112-126.

Гутак Я. М., Батяева С. К. Каменноугольные отложения Курайской ртутнорудной зоны // Новые данные по геологическому строению и условиям формирования месторождений полезных ископаемых в Алтайском крае. - Барнаул, 1991. -С. 20-21.

Гутак Я. М., Батяева С. К. Юрские осадки юго-восточного Горного Алтая // Актуальные проблемы региональной геологии Сибири (стратиграфия, тектоника, палеогеография, минералогия). - Новосибирск, 1992. - С. 66-67.

Гутак Я. М., Батяева С. К. Среднекаменноугольные отложения Горного Алтая (состав, флора, межрегиональная корреляция) // Кузбасс - ключевой район в стратиграфии верхнего палеозоя Ангариды. - Новосибирск, 1996. - Т. 2. - С. 88-92.

Гутак Я.М., Батяева С.К., Ляхницкий В.Н., Федак С.И. Юрские отложения Горного Алтая // Актуальные вопросы геологии и минералогии юга Сибири: Материалы науч.-практич. конф. 31 окт.-2 нояб. 2001 г., пос. Елань Кемеровской обл. - Новосибирск: Изд-во Ин-та гидродинамики СО РАН, 2001. - С. 49-56.

Душзэвэг Д. Новые данные о стратиграфии среднеолигоценовых отложений МНР // Геология мезозоя и кайнозоя Западной Монголии. - М.: Наука, 1970. -С.37-43.

Девяткин Е. В. О третичных отложениях Джулукульской котловины (Восточный Алтай) // Докл. АН СССР. - 1960. - Т. 135, № 6. - С. 1457-1460.

Девяткин Е. В. Озерные бассейны ледникового времени в Юго-Восточном Алтае // Бюл. МОИП. Отд. геол. - 1961. - Т. 36, № 3. - С. 159-160.

Девяткин Е. В. Основные вопросы новейшей тектоники Юго-Восточного Алтая // Бюл. Комиссии по изучению четвертич. периода АН СССР. - 1962. -№ 27. - С. 72-85.

Девяткин Е. В. Характер новейших дислокаций поверхности выравнивания в горах Алтая и Западной Тувы // Проблемы поверхностей выравнивания. - М., 1964. - С. 183-187.

Девяткин Е. В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая. - М.: Наука, 1965. - 244 с.

Девяткин Е. В. Морфология новейших структур Юго-Восточного Алтая и их соотношение со структурами докайнозойского основания // Тектонические движения и новейшие структуры земной коры. - М., 1967. - С. 373-380.

Девяткин Е. В. Геология кайнозоя Западной Монголии // Геология мезозоя и кайнозоя Западной Монголии. - М., 1970. - С. 44-102.

Девяткин Е. В. Структуры и формационные комплексы этапа кайнозойской активизации // Тектоника Монгольской Народной Республики. - М.: Наука, 1974. -С.182-195.

Девяткин Е. В. Новейшие структуры Западной Монголии // Мезозойская и кайнозойская тектоника и магматизм Монголии. - М.: Наука, 1975. - С. 264-285.

Девяткин Е. В. Кайнозой Внутренней Азии. - М.: Наука, 1981. - 196 с.

Девяткин Е. В., Ефимцев Н. А., Селиверстов Ю. П. и др. О так называемых ледоемах Алтая // Бюл. МОИП. Отд. геол. - 1961. - Т. 36, вып. 3. - С. 134-135.

Девяткин Е. В., Ефимцев Н. А., Селиверстов Ю. П. и др. Еще о ледоемах Алтая // Тр. Комиссии по изучению четвертич. периода АН СССР. - 1963. -Т. 22. - С. 64-75.

Девяткин Е. В., Жегалло В. И. Новые данные о местонахождениях неогеновых фаун Северо-Западной Монголии // Фауна и биостратиграфия мезозоя и кайнозоя Монголии. - М., 1974. - С. 330-356.

Девяткин Е. В., Мурзаева В. Э. Опыт расчленения морен по комплексу ли-толого-геоморфологических признаков (на примере Монгольского Алтая) // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. - 1979. - Т. 111, вып. 4. - С. 342-348.

Девяткин Е. В., Лискун И. Г. Новые данные по стратиграфии и фауне кайнозойских отложений Западной Монголии // Докл. АН СССР. - 1967. - Т. 171, № 1. - С. 159-162.

Девяткин Е. В., Лискун И. Г., Певзнер М. А., Бадамгарав Д. К стратиграфии кайнозойских базальтов Центральной Монголии (опыт геолого-геоморфо-логической и палеомагнитной стратиграфии базальтов) // Ассоциации вулканогенных пород МНР. - М., 1973. - С. 23-46.

Девяткин Е. В., Смелов С. Б. Базальты и их положение в разрезе осадочного кайнозоя Монголии // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1979. - № 1. - С. 16-29.

Девяткин Е. В., Шувалов В. Ф. Континентальный мезозой и кайнозой Монголии (стратиграфия, геохронология, палеогеография) // Эволюция геологических процессов и металлогения Монголии. - М., 1990. - С. 165-177.

Деев Е. В., Высоцкий Е. М., Новиков И. С., Мистрюков А. А. Структурно-геоморфологический анализ района Телецкого озера // Геология и геофизика -1995. - № 10. - С. 133-142.

Дельво Д., Таннисен К., Ван дер Мейер Р., Берзин Н. А. Динамика формирования и палеостресс при образовании Чуйско-Курайской депрессии Горного Алтая: тектонический и климатический контроль // Геология и геофизика. -1995а. - Т. 36, № 10. - С. 31-51.

Дельво Д., Высоцкий Е. М., Клеркс Ж. и др. Свидетельства активной тектоники Телецкого озера // Геология и геофизика - 1995б. - Т. 36, № 10. - С. 109-122.

Демин А. Г., Лодина Р. В., Рулева С. Н., Чалов Р. С. Роль геоморфологических факторов в изменении типов русла и состава руслообразующего аллювия на больших горных реках (на примере Катуни и Чуи) // Геоморфология. 1991. - №4. - С. 73-81.

Дергунов А. Б. Структуры зоны сочленения Горного Алтая и Западного Сая-на. - М.: Наука, 1967. - 215 с.

Дергунов А. Б. Структуры сжатия и растяжения на востоке Алтая в четвертичное время // Геотектоника. - 1972. - № 3. - С. 99-110.

Дергунов А. Б., Лувсанданзан Б., Павленко В. С. Геология Западной Монголии. - М.: Наука, 1980. - 196 с.

Деревянко А.П., Маркин С.В. Палеолит Чуйской впадины. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1987. - 112 с.

Деревянко А. П., Лаухин С. А., Малаева Е. М. и др. Нижний плейстоцен на северо-западе Горного Алтая // Докл. РАН. - 1992. - Т. 323, № 3. - С. 509-513.

Деревянко А. П., Лаухин С. А., Шуньков М. В. Стратиграфия плейстоцена северо-запада Горного Алтая // Докл. РАН. - 1993. - Т. 331, № 1. - С. 78-81.

Добрецов Н. Л., Берзин Н. А., Буслов М. М., Ермиков В. Д. Общие проблемы эволюции Алтайского региона и взаимоотношения между строением фундамента и развитием неотектонической структуры // Геология и геофизика. -1995. - Т. 36, № 10. - С. 5-19.

Добрецов Н. Л., Буслов М. М., Зыкин В. С., Казанский А. Ю. Новая модель мезокайнозойской геодинамики и тектоники Центрально-Азиатского горного пояса // Основные результаты научно-исследовательских работ ОИГГМ за 1999 г. -Новосибирск, 1999. - С. 34-35.

Добрецов Н. Л., Буслов М. М., Симонов В. А. Ассоциирующие офиолиты, глаукофановые сланцы и эклогиты Горного Алтая // Докл. РАН. - 1992а. - Т. 318, №2. - С. 413-417.

Добрецов Н. Л. Пупышев Н. А. О находке морских среднекаменноугольных отложений в хребте Восточный Тарбагатай // Материалы по геологии и полезным ископаемым Алтая и Казахстана. - Л., 1962. - С. 59-62.

Добрецов Н. Л., Симонов В. А., Буслов М. М., Куренков С. А. Океанические и островодужные офиолиты Горного Алтая // Геология и геофизика. -1992б. - № 12. - С. 3-14.

Дубинкин С. Ф. К вопросу о пенеплене Алтая // Вестн. ЗСГУ. - 1940. -№2. - С. 36-41.

Душкин М. А. Результаты исследования моренного покрова на леднике Большой Актру // Гляциология Алтая. - Томск, 1962. - Вып. 1. - С. 245-251.

Душкин М. А. Формирование современных морен на концевом поле ледника Большой Актру // Гляциология Алтая. - Томск, 1964. - Вып. 3. - С. 100-114.

Душкин М. А. Геоморфологический очерк ледникового бассейна Актру // Гляциология Алтая. - Томск, 1967. - Вып. 5. - С. 42-65.

Душкин М. А. К вопросу изменения моренного покрова на язычках долинных ледников в центральном Алтае // Гляциология Алтая. - Томск, 1970. - Вып. 6. -С.136-142.

Душкин М. А. Морены в истоках р. Шапвы (Юго-Восточный Алтай) // Гляциология Алтая. - Томск, 1972. - Вып. 7. - С. 96-103.

Душкин М. А. Морены на ледниках Северо-Чуйского и Южно-Чуйского хребтов // Гляциология Алтая. - Томск, 1976а. - Вып. 11. - С. 49-55.

Душкин М. А. К вопросу об асимметрии склонов альпийских форм рельефа в Центральном Алтае // Гляциология Алтая. - Томск, 1976б. - Вып. 9. - С. 112-117.

Елкин Е. А., Сенников Н. В., Буслов М. М. и др. Палеогеодинамические реконструкции западной части Алтае-Саянской области в ордовике, силуре и девоне и их геодинамическая интерпретация // Геология и геофизика. - 1994. - № 7-8. -С.118-144.

Еманов А.Ф., Еманов А.А., Филина А.Г. и др. Пространственно-временной анализ сейсмичности Алтае-Саянской складчатой зон // Проблемы сейсмологии III-го тысечелетия — Материалы межвед. конф. 15—19 сент. 2003 г. — Новосибирск, 2003. - С. 73-86.

Еремин Г. Г. Активные голоценовые движения на Южном Алтае // Геодинамика, структура и металлогения складчатых сооружений юга Сибири: Тез. докл. -Новосибирск, 1991. - С. 58-60.

Ермолов В. В. Вопросы составления геоморфологических карт при среднемасштабной комплексной геологической съемке северных районов. - Л., 1958. - 35 с.

Ермолов В. В. Генетически однородные поверхности в геоморфологическом картировании. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1964. - 42 с.

Ермолов П. В., Владимиров А. Г., Изох А. Э. и др. Орогенный магматизм офиолитовых поясов (на примере Восточного Казахстана). - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1983. - 207 с.

Ерофеев В. С. Геологическая история южной периферии Алтая в палеогене и неогене. - Алма-Ата: Наука, 1969. - 167 с.

Ерофеев В. С. О стратиграфии положения кызылгирской свиты неогена Горного Алтая // Труды ИГН АН КазССР. - 1970. - Т. 29. - С. 21-23.

Ерофеев В. С., Какенов Ш. Г., Нахтигаль Г. П. Строение складчатого фундамента Зайсанской впадины // Изв. АН КазССР. Сер. геол. - 1991. - № 4. -С.15-22.

Ерофеев В. С., Ржаникова Л. Н. Палеоген Чуйской впадины Горного Алтая // Изв. АН КазССР. Сер. геол. - 1969. - № 5. - С. 59-66.

Ерофеев В. С., Ржаникова Л. Н., Цеховский Ю. Г. О стратиграфическом положении палеогеновой пестроцветной кремнистой толщи в Семипалатинском Прииртышье // Изв. АН КазССР. Сер. геол. - 1966. - № 4. - С. 42-43.

Ерофеев В. С., Шевченко Н. Я., Какенов Ш. Г. Первая нефть Зайсана // Вестн. АН КазССР. - 1989. - № 10. - С. 15-19.

Ефимцев Н. А. О четвертичном оледенении Западной Тувы и восточной части Горного Алтая // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1958. - № 9. - С. 62-83.

Ефимцев Н. А. Четвертичное оледенение Западной Тувы и восточной части Горного Алтая. - М.: Наука, 1961а. - 165 с.

Ефимцев Н. А. О характере и количестве оледенений Горного Алтая и Саян // Вопросы геологии антропогена. - М., 1961б. - С. 175-187.

Ефимцев Н. А. О строении и происхождении антропогеновых отложений Чуи и Катуни в Горном Алтае // Бюл. Комиссии по изучению четвертич. периода АН СССР. - 1964. - №29. - С. 115-131.

Ефремов Ю. К. Опыт морфологической классификации элементов и простых форм рельефа // Вопросы географии. - М., 1949. - Вып. 11. - С. 47-64.

Жалковский Н. Д. Некоторые результаты исследований сейсмичности Ал-тае-Саянской горной области // Региональные геофизические исследования в Сибири. - Новосибирск, 1967. - С. 170-183.

Жалковский Н. Д., Кучай О. А., Мучная В. И. Сейсмичность и некоторые характеристики напряженного состояния земной коры Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. - 1995. - № 10. - С. 20-30.

Жалковский Н. Д., Мучная В. И. Алтае-Саянская область // Сейсмическая сотрясаемость территории СССР. - М., 1979. - С. 125-128.

Жалковский Н. Д., Мучная В. И., Чернов Г. А. Алтай и Саяны // Сейсмическое районирование территории СССР. - М.: Наука, 1980. - С. 204-211.

Жалковский Н. Д., Чернов Г. А., Мучная В. И. Сейсмическое районирование территории Алтае-Саянской горной области // Сейсмогеология восточной части Алтае-Саянской горной области. - Новосибирск, 1978. - С. 72-90.

Закржевский В. Краткое топографическое описание пути между Катон-Ка-рагаем и Кош-Агачем через Алтайские горы // Зап. Зап.-Сиб. отд-ния Рус. геогр. о-ва. - 1894. - Т. 17. - С. 1-20.

Зальцман И. Г. Стратиграфия палеогеновых и неогеновых отложений Ку-лундинской степи. - Красноярск: Краснояр. кн. изд-во, 1968. - 151 с.

Занин Г. В. Ледниковый рельеф и современные геоморфологические процессы верховьев долины р. Актру // Исследования ледников и ледниковых районов. - Томск, 1961. - Вып. 1. - С. 195-209.

Захаров А. К. Характеристика кор выветривания в предгорной зоне Горного Алтая // Коры выветривания и бокситы Алтая и Кузбасса. - Новосибирск, 1972. -С. 28-31.

Зоненшайн Л. П., Кузьмин М. И., Натапов Л. М. Тектоника литосферных плит территории СССР. - М.: Недра, 1990. - Т. 1 - 328 с.; Т. 2 - 334 с.

Зоненшайн Л. П., Монин А. С., Сорохтин О. Г. Тектоника Красноморского рифта в районе 18° с.ш. // Геотектоника. - 1981. - № 2. - С. 3-22.

Зоненшайн Л. П., Савостин Л. А. Введение в геодинамику. - М.: Недра, 1979. - 311 с.

Зорин Ю. А., Балк Т. В., Новоселова М. Р., Турутанов Е. X. Толщина литосферы под Монголо-Сибирской горной страной с сопредельными регионами // Изв. Ан СССР. Физика Земли. - 1988. - № 7. - С. 33-42.

Зорин Ю. А., Новоселова М. Р., Рогожина В. А. Глубинная структура тер-ритрии МНР. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1982. - 94 с.

Зорин Ю. А., Новоселова М. Р., Турутанов Е. X., Кожевников В. М. Строение литосферы Монголо-Сибирской горной страны // Геодинамика внутри-континентальных горных областей. - Новосибирск, 1990. - С. 143-154.

Зыкин В. С., Казанский А. Ю. Стратиграфия и палеомагнетизм кайнозойских (дочетвертичных) отложений Чуйской впадины Горного Алтая // Геология и геофизика. - 1995. - Т. 36, № 10. - С. 75-90.

Зыкин В. С., Лебедева Н. К., Буслов М. М., Маринов В. А. Открытие морского верхнего мела на Горном Алтае // Докл. РАН. - 1999. - Т. 366, № 5. -С.669-671.

Зятькова Л. К. Структурная геоморфология Алтае-Саянской горной области. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1977. - 216 с.

Ивановский Л. Н. Геоморфологические наблюдения по долине р. Чуи у села Чибит (Горный Алтай) // Труды науч. конференции по изучению и освоению производительных сил Сибири. - Томск, 1942. - Т. 3. - С. 159-176.

Ивановский Л. Н. Ледниковый ил в четвертичных отложениях Алтая // Вопросы географии Сибири. - 1953. - Вып. 3. - С. 195-199.

Ивановский Л. Н. Об особенностях древнего оледенения Юго-Восточного Алтая // Тр. Том. гос. ун-та. - 1956а. - Т. 133. - С. 149-155.

Ивановский Л. Н. Продольное профилирование речных террас как метод морфологического анализа в Горном Алтае // Тр. Том. гос. ун-та. - 1956б. - Т. 133. -С. 163-171.

Ивановский Л. Н. Ступенчатые карты на Алтае // Доклады науч. конференции Том. гос. ун-та. - Томск, 1957а. - Вып. 4. - С. 88-89.

Ивановский Л. Н. О возрасте морен северного склона горного узла Биш-Иирду на Алтае // Тр. Том. гос. ун-та. - 1957б. - Т. 147. - С. 34-39.

Ивановский Л. Н. Эпигенетические долины на Алтае // Изв. Всесоюз. геогр. об-ва. - 1960. - Т. 92. - С. 449-456.

Ивановский Л. Н. Последнее оледенение Алтая // Материалы Всесоюз. совещания по изучению четвертич. периода. - М., 1961. - Т. 3. - С. 238-242.

Ивановский Л. Н. Наблюдения над трогами Алтая // Гляциология Алтая. -Томск, 1962а. - Вып. 1. - С. 44-80.

Ивановский Л. Н. О морфологии конечно-моренных образований Алтая // Гляциология Алтая. - Томск, 1962б. - Вып. 2. - С. 37-58.

Ивановский Л. Н. Ступенчатые кары и их значение для расчленения верхнечетвертичных отложений на Алтае // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1962в. - Вып. 4. - С. 41-49.

Ивановский Л. Н. Материалы по морфологии ступенчатых каров Юго-Восточного Алтая // Гляциология Алтая. - Томск, 1962г. - Вып. 1. - С. 111-133.

Ивановский Л. Н. Некоторые вопросы гляциогеоморфологии Алтая // Материалы гляциол. исследований. - М., 1962д. - С. 96-104.

Ивановский Л. Н. Новые данные по древнему оледенению в верховьях Чуи // Географ. сборник. - 1964. - № 17. - С. 158-170.

Ивановский Л. Н. Вопросы сопоставления конечных морен на Алтае // Гляциология Алтая. - Томск, 1965а. - Вып. 5. - С. 49-69.

Ивановский Л. Н. Распространение морфологии и происхождение каров Алтая // Сибирский географический сборник. - М., 1965б. - Вып. 4. - С. 152-198.

Ивановский Л. Н. О сопоставлении конечных морен последнего оледенения на Алтае // Материалы гляциол. исследований. - М., 1965в. - Вып. 11. - С. 66-70.

Ивановский Л. Н. Форма ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. - Л.: Наука, 1967. - 263 с.

Ивановский Л. Н. Разрушение древних поверхностей выравнивания мороз-но-солифлюкционными процессами на Алтае // Поверхности выравнивания. - Иркутск, 1970а. - С. 33-40.

Ивановский Л. Н. Основные вопросы древнего оледенения Алтая // Докл. Ин-та географии Сибири и Дальнего Востока. - 1970б. - Вып. 28. - С. 3-9.

Ивановский Л. Н. Экспозиция каров и древнее оледенение горных стран Сибири // Проблемы гляциологии Алтая. - Томск, 1974а. - Вып. 2. - С. 74-82.

Ивановский Л. Н. Районы древнего оледенения и объем льда позднеплейстоценовых ледников Алтая // Материалы гляциол. исследований. - М., 1974б. -Вып. 23. - С. 130-135.

Ивановский Л. Н. Каменные глетчеры и их возраст на Алтае // Вопросы динамической геоморфологии. - Иркутск, 1977. - С. 125-137.

Ивановский Л. Н. Гляциальная геоморфология гор (на примере Сибири и Дальнего Востока). - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1981. - 173 с.

Ивановский Л. Н. Значение коррелятных отложений в изучении современных экзогенных процессов рельефообразования // География и природ. ресурсы. -1983. - № 1. - С. 16-23.

Ивановский Л. Н. Вопросы развития ведущих экзогенных процессов релье-фообразования // География и природ. ресурсы. - 1988. - № 1. - С. 23-30.

Ивановский Л. Н. Экзогенные процессы высокогорий Алтая и их связи // География и природ. ресурсы. - 1991. - № 4. - С. 26-33.

Ивановский Л. Н., Панычев В. А. Развитие и возраст конечных морен XVII-XIX вв. ледников Ак-Туру на Алтае // Процессы современного рельефообра-зования в Сибири. - Иркутск, 1978. - С. 127-138.

Ивановский Л. Н., Панычев В. А., Орлова Л. А. Возраст конечных морен стадий «актру» и «исторической» ледников Алтая // Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири. - Новосибирск, 1982. - С. 57-64.

Ивата К., Сенников Н. В., Буслов М. М. и др. Позднекембрийско-ран-неордовикский возраст базальтово-кремнисто-терригенной засурьинской свиты (северо-западная часть Горного Алтая) // Геология и геофизика - 1997. - № 9. -С.1421-1438.

Изох Э. П., Кононов А. Н., Кононов О. А. Систематика и формационный анализ гранитоидов Горного Алтая // Систематика магматических формаций. -Новосибирск, 1987. - С. 97-147.

Ильин В. А., Халилов В. А., Козлов М. С. и др. О возрасте Алахинского штока Горного Алтая по данным U-Pb и Rb-Sr датирования // Геология и геофизика. - 1994. - Т. 35, № 1. - С. 79-81.

Ильинская И. А. Новые данные по олигоценовой флоре горы Ашутас в Казахстане // Ботан. журн. - 1957. - Т. 42, № 3. - С. 395-413.

Ильинская И. А. О сменах флор в Зайсанской впадине с конца верхнего мела до конца миоцена // Докл. АН СССР. - 1962. - Т. 146, № 6. - С. 1408-1411.

Ильинская И. А. Ископаемые флоры горы Киин-Кериш Зайсанского бассейна // Тр. Ботан. ин-та АН СССР. - 1963. - Т. 8, вып. IV. - С. 141-187.

Казанский А. Ю., Буслов М. М., Метелкин Д. В. Эволюция палеозойской аккреционно-коллизионной структуры Горного Алтая: корреляция палеомагнитных и геологических данных // Геология и геофизика. - 1998. - Т. 39, № 3. - С. 299-308.

Калецкая М. С. Геоморфологические работы на территории Алтайского государственного заповедника // Изв. АН СССР. Сер. геогр. - 1938. - № 4. - С. 415-424.

Калецкая М. С. Развитие рельефа Северо-Восточного Алтая // Проблемы геоморфологии. - М., 1948. - Вып. 39. - С. 71-81.

Калугин И. А., Третьяков Г. А., Бобров В. А. Железорудные базальты в горелых породах Восточного Казахстана. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1991. - 80 с.

Кац В. Е. О возрасте угленосных отложений Пыжинского грабена // Геологическое строение и полезные ископаемые Алтайского края. - Бийск, 1985. -С.36-37.

Кирова Т. В. О четвертичных тектонических разрывах в Рудном Алтае // Материалы ВСЕГЕИ. - 1956. - Вып. 8. - С. 300-304.

Клейман Г. П. Стратиграфия палеозойских, мезозойских и кайнозойских отложений хр. Саур // Материалы по геологии и полезным ископаемым Алтая и Казахстана. - Л., 1960. - Вып. 33. - С. 5-27.

Коваленко Д. В., Ярмолюк В. В., Соловьев А. В. Миграция центров вулканизма Южно-Хангайской горячей точки по палеомагнитным данным // Геотектоника. - 1997. - № 3. - С. 66-73.

Кожевников А. В., Савин В. Е., Уфлянд А. К. История развития Хангай-ского нагорья в мезозое и кайнозое // Геология мезозоя и кайнозоя Западной Монголии. - М.: Наука, 1970. - С. 151-169.

Козаков И. К., Бибикова Е. В., Коваленко В. И. и др. U-Pb возраст гра-нитоидов каледонид южного склона Монгольского Алтая // Докл. РАН. - 1997. -Т. 353, №3. - С. 369-371.

Козлов М. С., Халилов В. А., Стасенко И. В., Тимкин В. И. Юрская лей-когранит-гранитовая формация Алтая // Геология и геофизика - 1991. - №8. -С.44-53.

Кокс А., Харт Р. Тектоника плит. - М.: Мир, 1989. - 427 с.

Копп М. Л. Структуры латерального выжимания в Альпийско-Гималайском коллизионном поясе. - М.: Науч. мир, 1997. - 314 с.

Королева Т. В. Повторяемость лавинных ситуаций в горах Алтая // Материалы гляциол. исследований. - М., 1997. - № 82. - С. 171.

Котта Б. Ф. О геологическом строении Алтая // Горн. журн. - 1869. - Т. 3, №7. - С. 141-148.

Кравцов Г. С. О мощности Большого Талдуринского ледника в Центральном Алтае. Результаты сейсмических исследований на леднике Большой Актру // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1962. - Вып. 4. - С. 67-75.

Кравцова В. И. Особенности режима лавинной деятельности на Алтае по данным дендрохронологических наблюдений // Фотоиндикаторные методы в гляциологии. - М., 1971. - С. 103-123.

Кривоносов Б. М. Генетическая характеристика наледей Алтая // Материалы гляциол. исследований. - М., 1973. - Вып. 21. - С. 163-168.

Кривцов В. А. Структурно-геоморфологические особенности и основные этапы формирования Майкапчегайской внутригорной впадины Южного Алтая // Геоморфология. - 1991. - № 1. - С. 72-78.

Кривцов В. А., Кривцова Л. Д. Основные этапы развития долинной сети юго-западной части Калбинского нагорья // Географический анализ природных и социально-экономических образований: Тез. науч.-практ. конференции. - Рязань, 1992. - С. 106-110.

Крылов С. В., Сурков В. С., Мишенькина Э. Р. Строение земной коры в южной части Западно-Сибирской низменности // Геология и геофизика. - 1965. -№ 1. - С. 62-72.

Кузебный В. С., Шевченко Н. Я., Ерофеев В. С. и др. Кайнозойские базальты Зайсанской складчатой области // Проблемы магматической геологии Зай-санской складчатой области. - Алма-Ата, 1981. - С. 89-104.

Кузнецов В. А. Чаган-Узунское ртутное месторождение на Алтае // Вестн. ЗСГТ. - 1934. - № 5. - С. 26-36.

Кузнецов В. А. Тектоническое районирование и основные черты эндогенной металлогении Горного Алтая // Вопросы геологии и металлогении Горного Алтая. - Новосибирск, 1963. - С. 7-68.

Кузнецов В. А. Основные черты эндогенной металлогении Алтае-Саянской складчатой области // Основы формационного анализа эндогенной металлогении Алтае-Саянской области. - Новосибирск, 1966. - С. 16-47.

Кузнецов В. А., Мухин А. С. Новое месторождение ртути на Горном Алтае // Вестн. ЗСГТ. - 1936. - № 1. - С. 16-22.

Кузнецов Ю. А. Геологическое строение центральной части Горного Алтая // Материалы по геологии Западной Сибири. - Томск, 1939. - Вып. 41. - 92 с.

Кузьмин А. М. Материалы к расчленению ледникового периода в Кузнецко-Алтайской области // Изв. Зап.-Сиб. отд. Геол. комитета. - 1929. - Т. 2. - С. 1-62.

Кутолин В. А. Трапповая формация Кузбасса. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1963. - 118 с.

Кучай В. К., Тычков С. А. Геодинамика современного горообразования Средней Азии и юга Сибири // Современная тектоническая активность Земли и сейсмичность. - М., 1987. - С. 124-145.

Кянсеп-Ромашкина Н. П. Распространение харофитов в озерных фациях тузкабакской свиты Зайсанской впадины (верхний эоцен и нижний олигоцен, Восточный Казахстан) // Становление и эволюция континентальных биот: Тр. Всесоюз. палеонтол. об-ва. - Л., 1988. - С. 108-115.

Лавров В. В., Ерофеев В. С. Стратиграфия третичных толщ Зайсанской впадины // Вестн. АН КазССР. - 1958. - № 11. - С. 68-82.

Ле Пишон К., Франшто Ж., Боннин Ж. Тектоника плит. - М.: Мир, 1977. - 288 с.

Лискун И. Г. Эоплейстоцен межгорных впадин Центральной Азии: Восточный Казахстан, Горный Алтай, Западная Монголия. - М.: Наука, 1975. - 171 с.

Лобацкая Р. М. Структурная зональность разломов. - М.: Недра, 1987. - 128 с.

Лоскутов Ю. И. О природе фаса Алтая // Геоморфология гор и предгорий. -Барнаул: Изд-во Алтайского ун-та, 2002. - С. 142-148.

Лувсанданзан Б. Новые данные о юрских отложениях в Монгольском Алтае // Геология мезозоя и кайнозоя Западной Монголии. - М., 1970. - С. 28-30.

Лузгин Б. Н. Закономерности распространения тебеллеров Чуйской степи Горного Алтая // Геоморфология. - 1991. - № 4. - С. 86-90.

Лузгин Б. А. Версии горообразования Большого Алтая // Геоморфология гор и предгорий. - Барнаул: Изд-во Алтайского ун-та, 2002. - С. 148-164.

Лузгин Б. Н., Русанов Г. Г. Особенности формирования неогеновых отложений юго-востока Горного Алтая // Геология и геофизика. 1992. - № 4. - С. 23-29.

Лукина Н. В. Молодой грабен Телецкого озера // Природа. - 1991. - № 2. -С.56-64.

Лукина Н. В. Активные разломы и сейсмичность Алтая // Геолгия и геофизика. - 1996. - Т. 37, № 11. - С. 71-74.

Лукьянов А. В. Структурные проявления горизонтальных движений земной коры. - М.: Наука, 1965. - 211 с.

Лунгерсгаузен Г. Ф., Раковец О. А. Некоторые новые данные о стратиграфии третичных отложений Горного Алтая // Труды ВАГТ. - 1958. - Вып. 4. -С. 79-91.

Лунгерсгаузен Г. Ф., Раковец О. А. Новейшая тектоника Горного Алтая // Неотектоника СССР. - Рига, 1961а. - С. 205-211.

Лунгерсгаузен Г. Ф., Раковец О. А. О границе третичной и четвертичной систем на Горном Алтае // Материалы Всесоюз. совещания по изучению четвер-тич. периода. - М., 1961б. - № 3. - С. 229-237.

Лунгерсгаузен Г. Ф., Раковец О. А. История развития озерных котловин Алтая и Тувы // Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и Дальнего Востока. - Новосибирск, 1968. - Т. 2. - С. 48-53.

Малаева Е. М. Об изменчивости климатического режима Горного Алтая в позднем плейстоцене и палеогляциологических реконструкциях // Геоморфология. - 1995. - № 1. - С. 51-60.

Малевский. Отчет о путешествии по юго-восточной границе Алтайского горного округа в течение лета 1869 г. // Горн. журн. - 1870. - № 10. - С. 72-106.

Малолетко А. М. Палеогеография Предалтайской равнины в четвертичном периоде // Тр. Комиссии по изучению четвертич. периода. - 1963. - Т. XXII. -С.165-182.

Малолетко А. М. Вечная мерзлота Чуйской межгорной впадины (Алтай) // Материалы VIII Всесоюз. межведом. совещания по геокриологии. - Якутск, 1966. -Вып. 3. - С. 88-90.

Малолетко А. М. Вечная мерзлота и гидрогеологические условия Чуйской степи (Горный Алтай) // Гляциология Алтая. - Томск, 1970. - Вып. 6. - С. 202-212.

Малолетко А. М. Структура Алтае-Саянской горной области // Геоморфология гор и предгорий. - Барнаул: Изд-во алтайского ун-та, 2002. - С. 180-189.

Мартынов В. А. Стратиграфическая схема четвертичных отложений южной части Западно-Сибирской низменности // Труды Межведом. совещания по разработке унифицированных стратиграфических схем Сибири. - М.-Л., 1957. - С. 471-484.

Мартынов В. А. Опыт корреляции четвертичных отложений южной части Западно-Сибирской низменности // Труды Межведом. совещания по доработке и уточнению стратиграфических схем Западно-Сибирской низменности. - М., 1961. -С.412-429.

Мартынов В. А. Поздненеогеновые (раннеантропогеновые?) отложения юга Западной Сибири // Неогеновые и четвертичные отложения Западной Сибири. -М., 1968. - С. 5-13.

Мартынов В. А., Никитин В. П. К стратиграфии неогеновых отложений южной части Западно-Сибирской низменности // Геология и геофизика. - 1968. -№12. - С. 3-15.

Масарский С. И., Горбунова И. В. Сейсмичность Джунгарии и Алтае-Са-янской области // Экспериментальная сейсмика. - М., 1964. - С. 94-137.

Масарский С. И., Моисеенко Ф. С. О сейсмичности Алтая // Геология и геофизика. - 1962. - № 8. - С. 104-106.

Масарский С. И., Моисеенко Ф. С., Семакин В. П. Алтае-Саянская область // Сейсмическое районирование СССР. - М., 1968. - С. 343-357.

Масарский С. И., Рейснер Г. И. Новейшие тектонические движения и сейсмичность Западного Саяна и Западной Тувы. - М.: Наука, 1971. - 155 с.

Маслов В. И., Козлов М. С., Довгаль В. Н., Дистанова А. Н. Комплекс онгонитов и литий-фтористых гранитов Юго-Западного Алтая // Петрология России. - 1994. - Т. 2, № 3. - С. 16-19.

Матвеевская А. Л. Герцинские прогибы Обь-Зайсанской геосинклинальной системы и ее обрамления. - Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1969. - 286 с.

Минина Е. А. О среднеплейстоценовых оледенениях Южного Алтая // Вестн. ЛГУ. Сер. геол. и геогр. - 1971. - № 6, вып. 1. - С. 113-123.

Мистрюков А. А., Агатова А. Р., Новиков И. С. Реконструкция палеокли-матических условий Юго-Восточного Алтая на основе детальных геоморфологических и гляциологических исследований // Проблемы реконструкции климата и природной среды плейстоцена и голоцена Сибири. - Новосибирск, 1998. - С. 247-253.

Михайлов Н. Н. Озера Алтая, их происхождение и история // География и природопользование Сибири. - Томск, 1994. - № 1. - С. 75-89.

Михайлов Н. Н. Геоморфологическое строение юга плоскогорья Укок (Горный Алтай) // Изв. Рус. геогр. о-ва. - 1998. - Т. 130, № 3. - С. 65-72.

Михаэлис Е. П. По вопросу о ледниковом периоде на Алтае // Зап. Семи-палат. подотд. Зап.-Сиб. отд. Рус. геогр. о-ва. - 1914. - Вып. 8. - С. 1-3.

Моисеенко Ф. С. Некоторые черты неотектоники, результаты и возможности сейсмогеологических исследований в Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. - 1969а. - № 2. - С. 84-94.

Моисеенко Ф. С. Морфология новейших структур Алтае-Саянской области и сейсмичность // Земная кора складчатых областей юга Сибири. - Новосибирск, 1969б. - С. 262-282.

Молнар П., Курушин Р. А., Кочетков В. М. и др. Деформации и разры-вообразование при сильных землетрясениях в Монголов-Сибирском регионе // Глубинное строение и геодинамика Монголо-Сибирского региона. - Новосибирск, 1995. - С. 5-55.

Молнар П., Курушин Р.А., Баясгалан А., Хаднат К.В. Дислокации Гоби-Алтайского (Монголия) землетрясения 1957 г. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1998. - 148 с.

Морсин П. И., Сурков В. С. Глубинное строение Алтае-Саянской складчатой области // Тектоника и глубинное строение Алтае-Саянской складчатой области. - М., 1973. - С. 37-57.

Москаленко И. Г., Селиверстов Ю. П. Особенности структуры современного оледенения массива Монгун-Тайга // Материалы гляциол. исследований. -1997. - №83. - С. 73-80.

Москвитин А. И. Алтайские ледоемы (критический разбор взглядов на четвертичный возраст Алтайских гор) // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1946. - № 5. -С.143-156.

Муди Дж., Хилл М. Сдвиговая тектоника // Вопросы современной зарубежной геологии. - М., 1960. - С. 265-333.

Мурзаев Э. М. Монгольская Народная Республика: Физико-географическое описание. - М.: Географгиз, 1952. - 472 с.

Мурзаев Э. М. Топонимика Синьзяна // Географические названия. - М., 1962. - С. 117-138.

Мухин А. С. Эпиконтинентальные отложения карбона в юго-восточном Алтае // Вестн. ЗСГТ. - 1936. - № 1-2. - С. 67-70.

Мухин А. С. Курайское месторождение ртути на юго-восточном Алтае // Вестн. ЗСГТ. - 1937. - № 1. - С. 43-51.

Мухин А. С. Курайское каменноугольное месторождение в юго-восточном Алтае // Вестн. ЗСГТ. - 1938. - № 3. - С. 14-24.

Мухин А. С., Кузнецов В. А. Четвертичные надвиги в Юго-Восточном Алтае // Вестн. ЗСГУ. - 1939. - № 1. - С. 49-52.

Нагибина М. С. Эволюция горообразования Монголии в мезозое // Проблемы тектоники земной коры. - М., 1981. - С. 194-206.

Нарожный Ю. К. Зональные особенности ледникового климата, льдообразования и стока с ледников в Центральном Алтае // Материалы гляциол. исследований. - М., 1989. - № 66. - С. 99-105.

Нарожный Ю. К., Осипов А. В. Высотное распределение площади оледенения Центрального Алтая // Изв. Рус. геогр. об-ва. - 1998. - Т. 130, № 1. - С. 71-78.

Нарожный Ю. К., Осипов А. В. Ороклиматические условия оледенения Центрального Алтая // Изв. Русск. геогр. о-ва. - 1999. - Т. 31, вып. 3. - С. 49-57.

Нацаг-Юм Л., Балжинням И., Монхо Д. Землетрясения Монголии // Сейсмическое районирования Улан-Батора. - М., 1971. - С. 54-82.

Нейбург Н. Ф. О материалах Ашутасской экспедиции Геологического музея АН СССР // Докл. АН СССР. - 1928. - А. - № 20-21. - С. 445-448.

Неотектоника и современная геодинамика подвижных поясов / Трифонов В. Г., Востриков Г. А., Кожурин А. И. и др. - М.: Наука, 1988. - 365 с.

Нехорошев В. П. Тектоника и рельеф Русского Алтая // Геол. вестн. -1926. - Т. 5, № 1-3. - С. 23-31.

Нехорошев В. П. Проявление альпийских дислокаций на Алтае // Вестн. Геол. комитета. - 1927. - Т. 2, № 2. - С. 7-10.

Нехорошев В. П. Современное и древнее оледенение Алтая // Труды Ташкент. геол. съезда. - Ташкент, 1929. - Вып. 2. - С. 371-390.

Нехорошев В. П. Древнее оледенение Алтая // Тр. Комиссии по изучению четвертич. периода АН СССР. - 1932. - Т. 1. - С. 23-29.

Нехорошев В. П. Алтай и его недра. - М.-Л.: Геолразведиздат, 1933. - 76 с.

Нехорошев В. П. О юном рельефе Алтая и древних долинах Казахстана // Проблемы сов. геологии. - 1936. - Т. 6, вып. 7. - С. 579-581.

Нехорошев В. П. Очерки по геологии Сибири. Хребет Саур. - М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1941. - 212 с.

Нехорошев В. П. Геология Алтая. - М.: Геолтехиздат, 1958. - 262 с.

Нехорошев В. П. Четвертичная тектоника Алтая // Материалы по четвертич. геологии и геоморфологии СССР. - 1959. - Вып. 2. - С. 161-177. - Материалы ВСЕГЕИ. Нов. сер.

Нехорошев В. П. Тектоника Алтая. - М.: Недра, 1966. - 306 с.

Николаев В. В. К оценке максимальной силы землетрясений в сейсмоактивных регионах Центральноазиатского горного пояса // Докл. АН СССР. - 1991. -Т. 320, № 4. - С. 844-847.

Николаева Т. В., Шувалов В. Ф. Развитие рельефа Монголии в мезозое и кайнозое // Геоморфология. - 1995. - № 2. - С. 54-65.

Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность Северной Евразии / Ред. А. Ф. Грачев. - М.: Пробел, 2000. - 487 с.

Новиков И. С. Исторический очерк геолого-геоморфологических исследований Горного Алтая (1836-1986 гг.) // Геолого-геоморфологические исследования Горного Алтая. - Новосибирск, 1988. - С. 3-17.

Новиков И. С. Геоморфология района Курайской впадины (Горный Алтай). -Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1989. - 114 с. - Деп. в ВИНИТИ 28.12.89, № 7742-В89.

Новиков И. С. Палеогляциологические реконструкции в Юго-Восточном Алтае (на примере района Курайской впадины) // Вопросы развития и освоения мерзлых толщ. - Якутск, 1990. - С. 43-48.

Новиков И. С. Пути развития геоморфологии Юго-Восточного Алтая. - Новосибирск, 1991. - 49 с. - Деп. в ВИНИТИ, № 4470-В-91.

Новиков И. С. Геоморфология и геология юго-восточной части Горного Алтая. - Новосибирск, 1992а. - 110 с. - Деп. в ВИНИТИ, № 102-В-93.

Новиков И. С. Особенности строения зон сочленения межгорных впадин и их обрамления и признаки проявления в их пределах горизонтальных перемещений // Геоморфология зон перехода от континентов к океанам. - М., 1992б. -С.114-118.

Новиков И. С. Геоморфология и неотектоника Юго-Восточного Алтая. - Новосибирск: Изд-во Новосиб. гос. ун-та, 1994. - 42 с.

Новиков И. С. Геоморфологические эффекты внутриконтинентальной коллизии на примере Горного Алтая // Геология и геофизика. - 1996а. - Т. 37, № 11. -С.52-60.

Новиков И. С. Роль тектоники в эволюции рельефа Горного Алтая // Геоморфология. - 1998. - № 1. - С. 82-91.

Новиков И. С. Морфотектоника Алтая по современным представлениям: амагматичный внутриконтинентальный орогенез в результате перемещения микроплит // 300 лет горно-геологической службе России: история горно-рудного дела, геологическое строение и полезные ископаемые Алтая. - Барнаул, 2000а. - С. 156-161.

Новиков И. С. Закономерности формирования и трансформация взглядов на геоморфологию и морфотектонику Алтая за истекшее столетие // 300 лет горно-геологической службе России: история горнорудного дела, геологическое строение и полезные ископаемые Алтая. - Барнаул, 2000б. - С. 108-111.

Новиков И. С. Геоморфология и морфотектоника зоны перехода от Горного Алтая к Зайсанской впадине // Геоморфология. - 2000в. - № 1. - С. 68-76.

Новиков И. С. Кайнозойская сдвиговая структура Алтая // Геология и геофизика. - 2001. - Т. 42, № 9. - С. 1377-1388.

Новиков И. С. Позднепалеозойская, среднемезозойская и позднекайнозойская эпохи орогенеза Алтая // Геология и геофизика. - 2002. - Т. 43, № 5. -С.434-445.

Новиков И. С. Обзор становления отечественных картографических исследований в области геологической геоморфологии (превратности метода) // Геоморфология. - 2003 - № 2. - С. 28-42.

Новиков И. С. Морфотектоника Алтая // Геоморфология. - 2003 - № 3. -С.10-25.

Новиков И. С. Геоморфологическое моделирование в геологии с использованием современных технологических возможностей: теория и практика // Arc-Review. - 2004. - № 1(28) (в печати).

Новиков И. С., Агатова А. Р., Дельво Д. Новейшая тектоника Курайского хребта (Горный алтай) // Геология и геофизика. - 1998. - Т. 39, № 7. - С. 965-972.

Новиков И. С., Высоцкий Е. М., Агатова А. Р., Гибшер А. С. Сильные землетрясения 2003 года в Горном Алтае и сейсмогеология Большого Алтая // Природа. - 2004. - № 3 - С. 19-26.

Новиков И. С., Мистрюков А. А., Агатова А. Р., Высоцкий Е. М. Альпийская тектоника Курайско-Чуйской системы межгорных впадин // Палеогеография нивально-гляциальных систем Горного Алтая. - Томск, 1996. - С. 17-18.

Новиков И. С., Мистрюков А. А., Трефуа Ф. Геоморфологическое строение района Чуйской межгорной впадины (Горный Алтай) // Геология и геофизика. - 1995. - Т. 36, № 10. - С. 64-74.

Новиков И. С., Парначев С. В. Морфотектоника и эффекты функционирования позднечетвертичных палеоозер в долинах и межгорных впадинах ЮгоВосточного Алтая // Геология и геофизика. - 2000. - Т. 41, № 2. - С. 227-238.

Новиков И. С., Чичагов В. П., Девяткин Е. В., Деев Е.В., Высоцкий Е. М., Агатова А. Р. Научные итоги Всероссийской конференции «Нерешенные и дискуссионные вопросы геоморфологии, палеогеографии, геологии мезозоя и кайнозоя гор юга Сибири» // Геоморфология. - 2004. - № 3 (в печати).

Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР (с древнейших времен до 1975 г.) / Под ред. Н. В. Кондорской, Н. В. Шебалина. - М.: Наука, 1977. - 535 с.

Оболенская Р. В. Чуйский комплекс щелочных базальтоидов Горного Алтая. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1971. - 147 с.

Оболенская Р. В. Мезозойский магматиз Алтае-Саянской горной области. -Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1983. - 48 с.

Обручев В. А. Центральная Азия, Северный Китай и Нань-Шань. Отчет о путешествии в 1892-1994 гг. - СПб., 1901. - Т. 2. - 687 с.

Обручев В. А. Алтайские этюды (этюд первый). Заметки о следах древнего оледенения в Русском Алтае // Землеведение. - 1914. - № 4. - С. 50-97. Избранные работы по географии Азии. - М.: Географгиз, 1951. - Т. 3. - С. 5-42.

Обручев В. А. Алтайские этюды (этюд первый). О тектонике Русского Алтая // Землеведение. - 1915. - № 3. - С. 1-71. (Избранные работы по географии Азии. - М.: Географгиз, 1951. - Т. 2. - С. 177-233; Избранные труды. - М.: Изд-во АН СССР, 1963. - Т. 5. - С. 21-64).

Обручев В. А. К вопросу о тектонике Алтая // Геол. вестник. - 1927. - Т. 5, №4. - С. 47-51.

Обручев В. А. Признаки ледникового периода в Северной и Центральной Азии // Бюл. Комиссии по изучению четвертич. периода АН СССР. - 1931. - № 3. -С.43-120.

Обручев В. А. Геология Сибири. - М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1938. - Т. 3. -С.781-1357.

Обручев В. А. Пограничная Джунгария. Т. 3, вып. 2: Геологический очерк. -М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1940. - 392 с.

Обручев В. А. Впадины Центральной Азии и их научные сокровища, ожидающие изучения // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1947. - № 5. - С. 17-36.

Обручев В. А. Основные черты кинетики и пластики неотектоники // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1948. - № 5. - С. 13-24.

Обухов А. Н., Гречишников Н. П. Условия нефтегазообразования и нефте-газонакопления в Зайсанской впадине // Отечественная геология. - 1993. - № 4. -С. 6-10.

Ожегов С. И. Словарь русского языка. 9-е изд. - М.: Сов. энциклопедия, 1972. - 846 с.

Окишев П. А. Новые данные о динамике ледников горного узла Биш-Иир-ду // Гляциология Алтая. - Томск, 1962. - Вып. 2. - С. 217-232.

Окишев П. А. Некоторые данные о вещественном балансе и динамике ледников Актру // Гляциология Алтая. - Томск, 1964. - Вып. 3. - С. 142-155.

Окишев П. А. Об общности процесса сокращения ледников на Алтае // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1966. - Вып. 6. - С. 127-134.

Окишев П. А. Современное оледенение Северо-Чуйских гор на Алтае // Материалы гляциол. исследований. - М., 1967. - Вып. 12. - С. 190-194.

Окишев П. А. Рыхлые отложения в долине Чуи на участке между Чуйской и Курайской котловинами // Вопросы геологии и географии. - Томск, 1972. -С. 63-71.

Окишев П. А. Некоторые вопросы реконструкции древнего оледенения Алтая. Верхнеплейстоценовое оледенение бассейна р. Чаган-Узун // Проблемы гляциологии Алтая: Материалы науч. конф. - Томск, 1973. - С. 37-62.

Окишев П. А. К вопросу об интерпретации радиоуглеродных датировок озерно-ледниковых отложений в Горном Алтае // Гляциоклиматология Западной Сибири. - Л., 1975. - С. 21-29.

Окишев П. А. Состояние изученности древнего оледенения Алтая // Гляциология Алтая. - Томск, 1976а. - Вып. 9. - С. 19-27.

Окишев П. А. Являлась ли Курайская котловина ледоемом? // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1976б. - С. 64-69.

Окишев П. А. Стадиальный характер деградации довюрмских ледников Алтая // Гляциология Алтая. - Томск, 1976в. - Вып. 10. - С. 38-43.

Окишев П. А. Древние приледниковые озера Чуйской и Курайской котловин // Гляциология Алтая. - Томск, 1976г. - Вып. 11. - С. 3-8.

Окишев П. А. Размеры и особенности позднеплейстоценового оледенения Горного Алтая // Материалы гляциол. исследований. - М., 1977. - Вып. 29. -С.203-210.

Окишев П. А. Позднеплейстоценовое оледенение бассейна р. Чуи // Гляциология Алтая. - Томск, 1978а. - Вып. 12. - С. 22-36.

Окишев П. А. Некоторые особенности древнего оледенения в бассейне р. Чибитки // Гляциология Алтая. - Томск, 1978б. - Вып. 13. - С. 25-35.

Окишев П. А. Признаки древнего оледенения (на Алтае) и их палеогляцио-логическая информативность // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1980. -Вып. 13. - С. 60-87.

Окишев П. А. Динамика оледенения Алтая в позднем плейстоцене и голоцене. - Томск: Изд-во Том. гос. ун-та, 1982. - 209 с.

Окишев П. А. Плейстоценовые оледенения Алтая и сопредельных горных областей Южной Сибири // Гляциология Алтая. - Томск, 1986. - Вып. 3. - С. 3-11.

Окишев П. А. К вопросу о размерах среднеплейстоценового оледенения Алтая // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1987. - Вып. 17. - С. 3-12.

Окишев П. А. Алтай в аспекте изучения древнего оледенения гор Южной Сибири // Гляциология Сибири. - 1993а. - № 4. - С. 3-9.

Окишев П. А. Озерно-ледниковые отложения долины Чаган-Узуна и их значение в реконструкции динамики уровня пра-Чуйского ледниково-подпрудного озера // Гляциология Сибири. - 1993б. - № 4. - С. 10-20.

Окишев П. А. Решена ли проблема высоких алтайских террас? // Палеогеография нивально-гляциальных систем Горного Алтая. - Томск, 1996. - С. 10-11.

Окишев П. А. Некоторые нерешенные вопросы проблемы происхождения высоких алтайских террас // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1997. - Вып. 22. -С. 9-25.

Окишев П. А., Бородавко П. С. Реконструкции «флювиальных катастроф» в горах южной Сибири и их параметры // Вестн. Томск. ун-та. - 2001. - Т. 274. -С. 3-12.

Окишев П. А., Бородавко П. С. Новые материалы к истории Чуйско-Ку-райской лимносистемы // Вопросы географии Сибири. - Томск, 2001. - Вып. 24. -С.18-27.

Окишев П. А., Петкевич М. В. Горный Алтай // Рельеф Алтае-Саянской горной области. - Новосибирск, 1988. - С. 6-39.

Оллиер К. Тектоника и рельеф. - М.: Недра, 1984. - 460 с.

Основы тектоники Китая / Ред. Н. В. Тупицын. - М.: Геолтехиздат, 1962. -528 с.

О сочинении П. Чихачева под заглавием: Vojage scientifique dans i’Altai oriental // Горн. журн. - 1845. - Т. 4, № 10. - С. 1-26; № 11. - С. 211-233.

Папин Ю. С. О нижнепермском возрасте балахонской серии Кузбасса по неморским двустворкам // Пермская система земного шара. - Свердловск, 1991. -С.64-65.

Папин Ю. С., Лежнин А. И. Дихрония и граница карбона и перми в Кузбассе // Кузбасс - ключевой район в стратиграфии верхнего палеозоя Ангариды. -Новосибирск, 1996.- Т. 2. - С. 23-31.

Парначев С. В. Вещественный состав и механизм перемещения гигантской ряби течения (Горный Алтай) // Геодинамика Южной Сибири. - Томск, 1994. -С.104-106.

Парначев С. В. О фациальной принадлежности отложений гигантской ряби течения // Палеогеография нивально-гляциальных систем Горного Алтая. - Томск, 1996а. - С. 11-13.

Парначев С. В. Критерий катастрофичности гляцигенных паводков // Палеогеография нивально-гляциальных систем Горного Алтая. - Томск, 1996б. - С. 14-15.

Парначев С. В. Литология и стратиграфия паводковых отложений Яломан-ской впадины (Центральный Алтай) // Актуальные вопросы геологии и географии Сибири: Материалы науч. конф. - Томск, 1998. - С. 114-118.

Парначев С. В. Геология высоких алтайских террас (Яломано-Катунская зона). - Томск: Изд-во ИПФ ТПУ, 1999. - 137 с.

Пейве А. В. Глубинные разломы в геосинклинальных областях // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1945. - № 5. - С. 26-46.

Пейве А. В. Главнейшие типы глубинных разломов // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1956. - № 1 - С. 90-105; № 3 - С. 57-71.

Пейве А. В. Разломы и их роль в строении и развитии земной коры // Структура земной коры и деформации горных пород. - М., 1960. - С. 65-72.

Петкевич М. В. Современные геоморфологические процессы в приледни-ковой зоне Юго-Восточного Алтая (на примере долины Тетё) // Гляциология Алтая. - Томск, 1967. - Вып. 5. - С. 98-107.

Петкевич М. В. Опыт изучения и картирования современных экзогенных процессов рельефообразования в высокогорье Юго-Восточного Алтая // Картирование динамики географических явлений и составление прогнозных карт. - Иркутск, 1968а. - С. 37-39.

Петкевич М. В. Об интенсивности физического выветривания в высокогорье Юго-Восточного Алтая // Вопросы морфолитогенеза в вершинном поясе горных стран. - Чита, 1968б. - С. 17-19.

Петкевич М. В. Склоновые процессы в приледниковой зоне Юго-Восточного Алтая // Вопросы морфолитогенеза в вершинном поясе горных стран. - Чита, 1968в. - С. 49-51.

Петкевич М. В. О зональности рельефа и рельефообразующих процессов в высокогорье Юго-Восточного Алтая // Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и Дальнего Востока. - Новосибирск, 1968г. - С. 74-81.

Петкевич М. В. К вопросу об интенсивности рельефообразования в ЮгоВосточном Алтае (на примере долины Аккема) // Гляциология Алтая. - Томск, 1970. - Вып. 6. - С. 236-244.

Петкевич М. В. Современные склоновые процессы в высокогорье Центрального Алтая // Вопросы геологии и географии. - Томск, 1972. - С. 199-202.

Петкевич М. В. Оценка интенсивности современных склоновых процессов в Центральном Алтае // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1978. - Вып. 10. -С.21-26.

Петкевич М. В. Склоновая денудация в речных долинах Горного Алтая и ее значение для решения мелиоративных проблем // История развития речных долин и проблемы мелиорации земель. - Новосибирск, 1979. - С. 113-117.

Петкевич М. В. Изменчивость высотной поясности современных склоновых процессов в Центральном Алтае // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1984. -Вып. 16. - С. 104-107.

Печерский Д. М., Диденко А. Н., Казанский А. Ю. и др. Палеомагнит-ная характеристика террейнов раннепалеозойской аккреционной структуры Палеоазиатского океана (юг Сибири) // Геология и геофизика. - 1994. - № 7-8. -С.76-88.

Платонова С. Г. Активные структуры Юго-Восточного Алтая // Изв. Алт. гос. ун-та. - Барнаул, 1998а. - № 1. - С. 106-108.

Платонова С. Г. Молодые криповые и сейсмические структуры Горного Алтая // Материалы XXIV пленума Геоморфологической комиссии РАН. - Краснодар, 1998б. - С. 292-294.

Платонова С. Г. Молодые антиклинальные структуры в рельефе Уймон-ской и Канской межгорных впадин // География и природопользование Сибири. -Барнаул, 1999а. - Вып. 3. - С. 133-141.

Платонова С. Г. Сейсмотектоническая характеристика пограничных с Монголией территорий Горного Алтая // Природные условия, история и культура Западной Монголии и сопредельных территорий: Материалы IV Междунар. конференции. - Томск, 1999б. - С. 95-96.

Плотников А. В., Титов А. В., Крук Н. Н. Петрологическая модель южно-чуйского метаморфического комплекса (Южный Алтай) // Основные результаты научно-исследовательских работ ОИГГМ за 1999 г. - Новосибирск, 1999.- С. 43-44.

Полянский Б. В., Бадамгарав Ж. Фэновые комплексы юрских континентальных бассейнов Западной Монголии // Литология и полезные ископаемые. -1992. - №5. - С. 133-139.

Попов В. Е. О замкнутых системах краевых ледников в долинах юго-западной части Чуйской степи Горного Алтая // Гляциология Алтая. - Томск, 1962а. -Вып. 1. - С. 188-221.

Попов В. Е. К вопросу о режимах отступления древних ледников Алтая // Докл. АН СССР. - 1962в. - Т. 142, № 2. - С. 431-434.

Попов В. Е. К истории развития современных и древних ледниковых озер Центрального Алтая // Гляциология Алтая. - Томск, 1967. - Вып. 5. - С. 184-204.

Попов В. Е. О возможности применения геоморфологического критерия к определению возраста четвертичных отложений в Чаган-Узунском опорном обнажении на Алтае // Гляциология Алтая. - Томск, 1972. - Вып. 7. - С. 104-114.

Потанин Г. Н. Путешествия по Монголии. - М.: Географгиз, 1948. - 481 с.

Рагозин Л. А. Третичное оледенение Алтая // Природа. - 1941. - №5. -С.70-72.

Рагозин Л. А. К вопросу о третичном оледенении Алтая // Тр. Том. гос. унта. - 1956. - Т. 135. - С. 107-108.

Рагозин Л. А., Ивановский Л. Н. Некоторые проявления юной тектоники на Алтае // Тр. Том. гос. ун-та. Сер. геол. - 1954. - Т. 132. - С. 309-314.

Разрез новейших отложений Алтая / Ред. К. К. Марков. - М.: Изд-во МГУ, 1978. - 208 с.

Раковец О. А. Основные результаты работ по изучению кайнозойских отложений Горного Алтая // Изв. Алт. отд-ния Геогр. о-ва СССР. - 1966. - Вып. 7. -С. 3-19.

Раковец О. А. Развитие рельефа и неотектоника Горного Алтая // Изв. Алт. отд. Геогр. о-ва СССР. - 1967а. - Вып. 8. - С. 11-16.

Раковец О. А. Морфоструктура Горного Алтая // Тектонические движения и новейшие структуры земной коры. - М., 1967б. - С. 363-372.

Раковец О. А. О роли новейших движений в формировании рельефа Горного Алтая // Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и Дальнего Востока. - Новосибирск, 1968. - Т. 2. - С. 38-47.

Раковец О. А., Богачкин Б. М. Признаки древних оледенений в долинах Чуи и Катуни // Бюл. Комиссии по изучению четвертич. периода АН СССР. - М., 1974. - №41. - С. 75-81.

Раковец О. А., Шмидт Г. А. О четвертичных оледенениях Горного Алтая // Труды Комиссии по изучению четвертич. периода АН СССР. - 1963. - Т. 22. -С. 5-31.

Растворова В. А. Величина денудационного среза Алтая за неотектоничес-кий этап // Геоморфология. - 1973. - № 3. - С. 93-101.

Растворова В. А. Оценка величины денудационного среза горных районов за неотектонический этап (на примере Большого Кавказа и Алтая) // Вопросы геоморфологии: Материалы Моск. фил. Геогр. о-ва СССР. - М., 1974. - С. 50-52.

Ревушкин А. С. О находке ископаемой древесины на хр. Монгун-Тайга (ЮгоЗападная Тува) // Изв. СО АН СССР. Сер. биол. - 1979. - Вып. 2. - С. 46-47.

Ревякин В. С. Некоторые замечания о современном оледенении Южно-Чуйского хребта // Гляциология Алтая. - Томск, 1967. - Вып. 5. - С. 149-162.

Ревякин В. С., Лойша В. А. Библиографический указатель литературы по Горному Алтаю // Гляциология Алтая. - Томск, 1974. - Вып. 8. - С. 216-239.

Ревякин В. С., Мухаметов Р. М. Колебания ледника Геблера за 150 лет // География и природ. ресурсы. - 1990. - № 1. - С. 89-93.

Ревякин В. С., Окишев П. А. Современное оледенение в верхней части бассейна р. Аргут // Гляциология Алтая. - Томск, 1970. - Вып. 6. - С. 29-36.

Редькин А. Г. Модели формирования ледоемов и псевдоледоемов Алтая // География и природопользование Сибири. - Барнаул, 1994а. - Вып. 1. - С. 106-111.

Редькин А. Г. Гляциологическая оценка возможности существования покровного оледенения на плато Укок (Южный Алтай) в максимум последнего похолодания // Изв. Рус. геогр. о-ва. - 1995б. - Т. 126, вып. 3. - С. 70-74.

Редькин А. Г. Антропогенное использование ландшафтов плоскогорья Укок в голоцене // География и природопользование Сибири. - Барнаул, 1997. - Вып. 2. -С.144-164.

Редькин А. Г., Михайлов Н. Н. Лимногляциальные комплексы плоскогорья Укок // География и природопользование Сибири. - Барнаул, 1997. - Вып. 2. -С. 62-70.

Рейснер Г. И. О тектонике и сейсмичности Горного Алтая // Физика Земли. - 1971. - № 5. - С. 18-31.

Ржаникова Л. Н. К характеристике третичной флоры горы Ашутас (Зай-санская впадина) по палинологическим данным // Изв. АН КазСССР. Сер. геол. -1958. - №2. - С. 37-55.

Ржаникова Л. Н. Палинологическая характеристика палеогена и неогена Зайсанской впадины. - Алма-Ата: Наука, 1968. - 224 с.

Рогожин Е. А., Богачкин Б. М., Иогансон Л. И. и др. Опыт выделения и прослеживания сейсмогенерирующих зон методами геолого-тектонического анализа на территории Западной Монголии и Зайсано-Алтайской складчатой области // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. - 1995. -№2-3. - С. 132-152.

Рогожин Е. А., Богачкин Б. М., Нечаев Ю. В. и др. Неизвестные землетрясения Горного Алтая // Федеральная система сейсмологических наблюдений и прогноз землетрясений: Информ.-аналит. бюл. - М.: ОИФЗ РАН, 1996. - Т. 3, № 1-2. - С. 96-106.

Рогожин Е. А., Богачкин Б. М., Нечаев Ю. В. и др. Новые данные о древних сильных землетрясениях Горного Алтая // Физика Земли. - 1998. - № 3. -С. 75-81.

Рогожин Е. А., Богачкин Б. М., Нечаев Ю. В. и др. Следы сильных землетрясений прошлого в рельефе Горного Алтая // Геоморфология. - 1999. - № 1. -С.82-102.

Рогожин Е. А., Леонтьев А. Н. Зайсанское землетрясение 1990 г.: деформации на поверхности и тектоническая позиция очага // Физика Земли. - 1992а. -№ 9. - С. 3-14.

Рогожин Е. А., Леонтьев А. Н. Зайсанское землетрясение 1990 г.: материалы геологического изучения // Докл. АН СССР. - 1992б. - Т. 323, №6. -С.1157-1163.

Рогожин Е.А., Платонова С.Г. Очаговые зоны сильных землетрясений Горного Алтая в голоцене. - М.: ОИФЗ РАН, 2002. - 130 с.

Розен М. Ф. История исследования природы Горного Алтая. - Горно-Алтайск: Алт. кн. изд-во, 1961. - 95 с.

Розен М. Ф. Очерки и библиография исследователей природы Алтая. - Барнаул, 1970. - 255 с. (Изв. Алт. отд. Геогр. о-ва СССР; Вып. 12).

Розенберг Л. И. Стратиграфия кайнозойских отложений Тархатинской котловины Горного Алтая // Геология, инженерная геология и гидрогеология. - Барнаул, 1972. - Вып. 8. - С. 83-93.

Розенберг Л. И. О характере раннекайнозойской поверхности выравнивания Алтая и времени начала ее деформации // Изв. АН СССР. Сер. геогр. - 1973. -№4. - С. 94-102.

Розенберг Л. И. Роль неотектоники в истории формирования Тархатинской котловины Горного Алтая // Геоморфология. - 1974. - № 1. - С. 86-92.

Розенберг Л. И. Палеогеография Горного Алтая в неогене // Изв. АН СССР. Сер. геогр. - 1975а. - № 5. - С. 89-95.

Розенберг Л. И. Масштабы денудационного среза Горного Алтая за кайнозойское время // Геоморфология. - 1975б. - № 3. - С. 76-80.

Розенберг Л. И. Условия залегания и формирования палеогеновых отложений Чуйской впадины Горного Алтая // Бюл. МОИП. Отд. геол. - 1975а. - Т. 51, № 3. - С. 64-72.

Розенберг Л. И. Стратиграфия неогена в книге И. Г. Лискун «Эоплейсто-цен межгорных впадин Центральной Азии» // Геология и геофизика - 1976б. -№6. - С. 149-154.

Розенберг Л. И. Палеоген-неогеновые денудационные процессы и рельеф Горного Алтая // Геоморфология. - 1977. - № 1. - С. 77-81.

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

Романова Э. В. Новые виды покрытосеменных верхнего мела горы Киин-Кериш (Зайсанская впадина) // Материалы по истории фауны и флоры Казахстана. - Алма-Ата, 1963. - Т. IV. - С. 100-112.

Романцова Г. С. О закономерностях распространения бокситоносной коры выветривания на Бийской Гриве // Новое в геологии и геофизике Алтая. - Новосибирск, 1972. - С. 15-16.

Рудич Е.М. Соотношение каледонид и герценид юга Алтае-Саянской области. - М.: Наука, 1972. - 374 с.

Рудой А. Н. О генезисе и возрасте ленточных отложений долины Большого Улагана (Горный Алтай) // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1980. - Вып. 13. -С. 88-91.

Рудой А. Н. К диагностике годичных лент в озерно-ледниковых отложениях Горного Алтая // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. - 1981а. - Т. 113, вып. 4. - С. 334-340.

Рудой А. Н. Некоторые вопросы палеогеографической интерпретации литологии и особенностей распространения озерно-ледниковых отложений Горного Алтая // Гляциология Сибири. - Томск, 1981б. - Вып. 1. - С. 111-134.

Рудой А. Н. К истории приледниковых озер Чуйской котловины в Горном Алтае // Материалы гляциол. исследований. - 1981а. - Вып. 41. - С. 213-218.

Рудой А. Н. Отложения талых вод горных ледников: некоторые вопросы классификации и картирования // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1987. -Вып. 17. - С. 13-20.

Рудой А. Н. О возрасте тебелеров и времени окончательного исчезновения плейстоценовых ледниково-подпрудных озер в Горном Алтае // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. - 1988. - Т. 120, вып. 4. - С. 344-348.

Рудой А. Н., Галахов В. П., Данилин А. Л. Реконструкция ледникового стока верхней Чуи и питание ледниково-подпрудных озер в позднем плейстоцене (Алтай) // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. - 1989. - Т. 121, вып. 3. - С. 236-244.

Рудой А. Н., Кирьянова М. Р. Озерно-ледниковая подпрудная формация и четвертичная палеогеография Алтая // Изв. Рус. геогр. о-ва. - 1994. - Т. 126, № 6. -С. 62-71.

Рудой А. Н., Королев А. С. Режим котловинных ледниково-подпрудных озер Горного Алтая в плейстоцене // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1984. -Вып. 16. - С. 37-39.

Русанов Г.Г. Новая находка неогеновых отложений в Курайской котловине Горного Алтая и ее палеогеографическое значение // Республика Алтай (Алтай -Золотые горы): модели и механизмы устойчивого развития: Материалы II Меж-дунар. симпоз. (30 июня-4 июля 1999 г., Горно-Алтайск). - Горно-Алтайск, 2001. -С.158-159.

Русанов Г.Г. О направлении стока речной сети в западной части Курай-ской котловины // Республика Алтай (Алтай - Золотые горы): модели и механизмы устойчивого развития: Материалы II Междунар. симпоз. (30 июня-4 июля 1999 г., Горно-Алтайск). - Горно-Алтайск, 2001. - С. 159-160.

Руттен М. Г. Геология Западной Европы. - М.: Мир, 1972. - 446 с.

Саидов М. Н. Мезокайнозойские континентальные отложения Джунгарской впадины // Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1956. - № 10. - С. 85-97.

Сапожников В. В. По Алтаю // Изв. Том. гос. ун-та. - 1897. - Т. 9. - С. 1-127.

Сапожников В. В. Катунь и ее истоки // Изв. Том. гос. ун-та. - 1901. -Т. 18. - 271 с.

Сапожников В. В. Пути по Русскому Алтаю. - Томск, 1911. - 169 с.

Сапожников В. В. Монгольский Алтай в истоках Иртыша и Кобдо. Четыре путешествия 1905-1909 гг. // По Русскому и Монгольскому Алтаю. - М.: Географ-гиз, 1949а. - С. 257-298.

Сапожников В. В. По Русскому и Монгольскому Алтаю. - М.: Географгиз, 1949б. - 579 с.

Свиточ А. А. О возрасте ледниковых и водно-ледниковых образований бассейна р. Чаган-Узун (Горный Алтай) // Вестн. МГУ. Сер. 5. География. - 1978. -№5. - С. 114-116.

Свиточ А. А. Горный Алтай // Палеогеография плейстоцена. - М., 1987. -С.49-58.

Свиточ А. А. Ледниково-озерные бассейны Горного Алтая // Палеогеография нивально-гляциальных систем Горного Алтая. - Томск, 1996. - С. 3-4.

Свиточ А. А., Боярская Т. Д., Глушанкова Н. И. и др. Условия формирования ленточных глин разреза Чаган (Горный Алтай) // Новейшая тектоника, новейшие отложения и человек. - М., 1973. - С. 283-293.

Свиточ А. А., Парунин О. Г., Ильичев В. А. О возрасте конечной морены в долине р. Чаган-Узун (Горный Алтай) // Гляциология Алтая. - Томск, 1976. -Вып. 10. - С. 102-103.

Свиточ А. А., Хорее В. С. Древние ледниковые отложения и оледенение Горного Алтая // Изв. АН СССР. Сер. геогр. - 1975. - № 4. - С. 101-108.

Селезнев В. С., Николаев В. Г., Буслов М. М. и др. Структура осадочных отложений Телецкого озера по данным непрерывного одноканального сейсмопрофилирования // Геология и геофизика. - 1995. - Т. 36, № 10. - С. 123-142.

Селиверстов Ю. П. О происхождении Нарымской депрессии на Алтае // Материалы по геологии и полезным ископаемым Алтая и Казахстана. - Л., 1956. -Вып. 19. - С. 76-84.

Селиверстов Ю. П. О соотношении аллювиальных и ледниковых образований в горах Южного Алтая // Вестн. ЛГУ. Сер. геол. и геогр. - 1957. - № 6, вып. 1. - С. 80-86.

Селиверстов Ю. П. Четвертичное оледенение Южного Алтая // Материалы по четвертичной геологии и геоморфологии СССР. - Л., 1959а. - Вып. 2. - С. 146-160.

Селиванов Е.И. Неотектоника и геоморфология Монгольской Народной Республики. - М.: Недра, 1972.- 293 с.

Селиверстов Ю. П. Роль разрывных дислокаций в образовании рельефа Южного Алтая // Информ. сб. ВСЕГЕИ. - 1959б. - № 15. - С. 77-83.

Селиверстов Ю. П. Геоморфологическое строение востока Южного Алтая // Информ. сб. ВСЕГЕИ. - 1960а. - № 29. - С. 55-67.

Селиверстов Ю. П. Основные этапы формирования рельефа Алтая // Материалы по геологии и полезным ископаемым Алтая и Казахстана. - Л., 1960б. -Вып. 33. - С. 181-188.

Селиверстов Ю. П. Геоморфологические особенности и вопросы стратиграфии антропогеновых образований Горного Алтая // Решение и труды Межвед. совещания по доработке и уточнению унифицированных и корреляционных стратиграфических схем Западно-Сибирской низменности. - Л., 1961а. - С. 369-375.

Селиверстов Ю. П. К вопросу о новейшей тектонике Южного Алтая // Уч. зап. ЛГУ. Сер. геогр. - 1961б. - № 298, вып. 15. - С. 144-154.

Селиверстов Ю. П. Неоген-четвертичные образования и некоторые вопросы палеогеографии гор и впадин юга Сибири (Алтай, Саяны, Тува) // Четвертичный период Сибири. - М., 1966. - С. 117-127.

Селиверстов Ю.П. Озерные режимы высокогорных впадин Алтая // Геоморфология гор и предгорий. - Барнаул: Изд-во Алтайск. ун-та, 2002. - С. 257-262.

Селин П.Ф. Первая находка юрских отложений в зоне курайского разлома // Геология и геофизика. - 1982. - № 7. - С. 124-127.

Семакин В. П. Новейшая структура Алтая // Земная кора складчатых областей юга Сибири. - Новосибирск, 1969. - С. 283-291.

Семихатова Л. И. Сайлюгем // Труды О-ва изучения Урала, Сибири и Дальнего Востока. - 1928. - Т. 1. - С. 3-41.

Семихатова Л. И. Современное оледенение в юго-восточном Алтае // Сов. Азия. - 1930. - № 3-4. - С. 220-236.

Семихатова Л. И. Государственный Алтайский заповедник // Землеведение. - 1934. - Т. 36, вып. 2. - С. 113-158.

Сенников В. М. К вопросу о происхождении Телецкого озера // Вестн. Зап. Сиб. и Новосиб. геол. управ. - 1958. - № 3. - С. 67-70.

Сенников В. М. Тектоническое районирование юго-западной части Алтае-Саянской складчатой области. - Красноярск: Краснояр. кн. изд-во, 1969. - 61 с.

Сенников В. М. История развития структур южной части Алтае-Саянской складчатой области в ордовике. - Барнаул: Барнаул. кн. изд-во, 1977. - 135 с.

Симонов В. А., Добрецов Н. Л., Буслов М. М. Бонинитовые серии в структурах Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. - 1994. - № 7-8. -С.182-199.

Синицын В. М. Центральная Азия. - М.: Географгиз, 1959. - 456 с.

Сладкопевцев С. А. К палеогеографии древних озерных бассейнов на Алтае // Зап. Забайкал. фил. Геогр. о-ва СССР. - 1969. - Вып. 31. - С. 56-60.

Сладкопевцев С. А. Геоморфологическая выраженность разломов Самахин-ской котловины // Изв. Алт. отд-ния Геогр. о-ва СССР. - 1970. - Вып. 11. -С.97-100.

Смирнова В. Г. Об изученности стока наносов р. Катуни и ее притоков // Тр. Зап.-Сиб. регион. науч.-исслед. гидрометеорол. ин-та. - Новосибирск, 1990. -№92. - С. 31-39.

Соболев Д. Об алтайских экзодислокациях // Вестн. Геол. комитета. - 1927. -Т. 2, №6. - С. 15-17.

Содов Ж. К стратиграфии и палеоботанической характеристике юрских отложений Монголии // Геология и полезные ископаемые МНР. - М., 1990. - С. 163-167.

Соколов Н. А. Сообщение о ледниковых отложениях Алтая // Тр. СПб. о-ва естествоиспытателей. - 1883. - Т. 14, вып. 1. - С. 47.

Соколов Н. А. Сообщение о ледниковых отложениях Алтая // Изв. Рус. геогр. о-ва. - 1887. - Т. 23. - С. 90-91.

Соломина О. Н. Лихенометрия морен горного узла Биш-Иирду на Алтае // Материалы гляциол. исследований. - 1988. - № 61. - С. 118-123.

Соломина О. Н. Лихенометрия морен Алтая // Морены - источник гляциологической информации. - М., 1989. - С. 159-164.

Солоненко В. П., Тресков А. А., Флоренсов Н. А. Катастрофическое Гоби-Алтайское землетрясение 4 декабря 1957 г. Сейсмологический очерк. - М.: Геол-техиздат, 1960. - 48 с.

Сперанский Б. Ф. Минерально-сырьевые возможности Ойротского Алтая в свете современных представлений о геологии области // Вестн. ЗСГТ. - 1936. -№ 1-2. - С. 5-15.

Сперанский Б. Ф. Основные моменты кайнозойской истории юго-восточного Алтая // Вестн. ЗСГТ. - 1937. - № 5. - С. 50-66.

Спиридонов А. И. Геоморфологическое картографирование. - М.: Географ-гиз, 1952. - 187 с.

Стоянов С. С. Механизм формирования разрывных зон. - М.: Недра, 1977. -144 с.

Строение земной коры в Западной Сибири (по результатам глубинного сейсмического зондирования) / Под ред. Н. Н. Пузырева, С. В. Крылова. - Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1974. - 84 с.

Структурная геология и тектоника плит / Под ред. К. Сейфера. - М.: Мир, 1990. - Т. 1. - 315 с.; - 1991. - Т. 2. - 376 с.; Т. 3. - 350 с.

Суворов А. И. Глубинные разломы платформ и геосинклиналей. - М.: Недра, 1973. - 216 с.

Суворов А. И. Тектоническая делимость литосферы: проблемы и перспективы изучения // Геотектоника. - 1986. - № 1. - С. 17-31; № 2. - С. 3-20.

Сухов С. В. Материалы к изучению палеозойской флоры Кендерлыкской и Зайсанской впадин (Восточный Казахстан) // Материалы по геологии и нефтеносности Западной Сибири. - М., 1958. - С. 211-263. (Труды ВНИГРИ; Вып. 124).

Тектонические разрывы на участках сейсмического микрорайонирования / Алешин А. С., Бархатов И. И., Несмеянов С. А. и др. - М.: Наука, 1982. - 135 с.

Терлеев А. А., Задорожный В. М. Находки фораминифер в «древних» отложениях Восточного Саяна, Тувы и Горного Алтая // Геология и геофизика. -1997. - Т. 38, № 3. - С. 620-627.

Тимофеев Д. А. Пьедестальные горы - начальная стадия развития возрожденных гор // Структурная геоморфология горных стран. - М., 1975. - С. 51-52.

Тимофеев Д. А., Чичагов В. П. Бэли Монголии // Геоморфология зарубежных стран. - М.: Наука, 1974. - С. 109-122.

Титова 3. А. Новые данные по террасам Центрального Алтая // Тр. Том. гос. ун-та. - 1956. - Т. 133. - С. 204-208.

Титова 3. А. Террасы и неотектоника долины Аргута на Алтае // Уч. зап. Том. гос. ун-та. - 1957а. - № 28. - С. 74-84.

Титова 3. А. Возраст ледниковых отложений верховий Аргута на Алтае // Тр. Том. гос. ун-та. - 1957б. - Т. 147. - С. 40-50.

Титова 3. А. Наблюдения над верхнечетвертичными отложениями в долине Аргута // Вопросы географии Сибири. - Томск, 1962. - № 4. - С. 55-61.

Титова 3. А., Петкевич М. В. Наблюдения над конусами аккумуляции в долине р. Актру // Гляциология Алтая. - Томск, 1964. - С. 115-141.

Тихонов В. И. Разломы // Тектоника Монгольской Народной Республики. -М., 1974. - С. 196-209.

Трефуа Ф., Милоснов А. А., Новиков И. С., Мистрюков А. А. Применение методов дистанционного зондирования для литологического картирования Чуй-ской впадины (Горный Алтай) // Геология и геофизика. - 1995. - № 10. - С. 52-63.

Трифонов В. Г. Позднечетвертичные разрывные нарушения западной и центральной Азии по данным дешифрирования аэрокосмических снимков и наземным наблюдениям // Изв. вузов. Геол. и разведка. - 1976. - № 11. - С. 54-64.

Трифонов В. Г. Неотектоника Евразии. - М.: Науч. мир, 1999. - 252 с.

Трифонов В. Г., Востриков Г. А., Трифонов Р. В. Новейшая геодинамика земной коры в Центрально-Азиатской области коллизии // Неотектоника и современная геодинамика континентов и океанов: Тез. докл. XXIX Тектонич. со-вещ. - М., 1996. - С. 146-147.

Тронов Б. В. Современное оледенение Алтая // Изв. Гос. геогр. о-ва. - 1924. -Т. 56, вып. 2. - С. 37-71.

Тронов Б. В., Тронов М. В. По истокам Аргута // Землеведение. - 1916. -№ 1-2. - С. 13-30.

Тронов М. В. Новые физико-географические исследования в Центральном Алтае // Исследования ледников СССР. - Л., 1935. - Вып. 2-3. - С. 114-154.

Тронов М. В. Ледники Алтая // Ойротия. - М., 1937. - С. 249-274.

Тронов М. В. Ледники горного узла Биш-Иирду. - 1939. - С. 1-31. (Тр. Том. гос. ун-та; Т. 95).

Тронов М. В. Опыт анализа физико-географических условий современного оледенения Алтая // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. - 1947. - № 2. - С. 199-208.

Тронов М. В. Современное оледенение Алтая. - Томск: Изд-во Том. гос. унта, 1948. - 525 с.

Тронов М. В. Очерки оледенения Алтая. - М.: Географгиз, 1949. - 373 с.

Тронов М. В. Теоретические выводы ледниковых исследований на Алтае // Вопросы географии Сибири. - 1951. - Вып. 2. - С. 3-68.

Тронов М. В. Теоретические итоги ледниковых исследований на Алтае // Вопросы географии Сибири. - 1953. - Вып. 3. - С. 45-86.

Тюменцев К. Г. Отчет о работах Алтайской ледниковой экспедиции 1933 г. Отчет геолого-гляциологической части Алтайской ледниковой экспедиции 1933 г. // Труды ледниковой экспедиции АН СССР. - 1936. - Вып. 6. - С. 5-15, 37-94.

Ульянов В.А. Феномен плейстоценовой аккумуляции в речных долинах северо-запада Горного Алтая // Геоморфология гор и предгорий. - Барнаул: Изд-во Алтайск. ун-та, 2002. - С. 298-302.

Услугин М. О., Хворов Б. И., Коротушенко Ю. Г., Боднар С. П. Рельеф юго-восточного Призайсанья и некоторые особенности четвертичного осадкона-копления // Геоморфология. - 1995. - № 3. - С. 93-101.

Уфимцев Г. Ф. Центральноазиатский горный пояс // Геоморфология. -1989. - № 1. - С. 5-17.

Уфимцев Г. Ф. Тектонический рельеф Внутренней Азии // География и природ. ресурсы. - 1995. - № 2. - С. 5-18.

Уфимцев Г.Ф. Морфотектоника Евразии. - Иркутск: Изд-во Иркут. ун-та, 2002. - 494 с.

Физико-географическая и геологическая характеристика Телецкого озера / Ред. В. Селегей, Б. Дехандсхюттер, Я. Клеркс и др. // Physical and geological environment of lake Teletskoye / Ed. V. Selegei, B. Dehandshutter, J. Klerkx et al. -Royal Museum for Central Africa. Sci. Geol. Annal., Tervuren, Belgium, 2001. -Vol. 105. - 310 p. (на рус. и англ. яз.).

Флоренсов Н. А. К проблеме механизма горообразования во Внутренней Азии // Геотектоника. - 1965. - №4. - С. 3-14.

Флоренсов Н. А. Некоторые особенности котловин крупных озер Южной Сибири и Монголии // Мезозойские и кайнозойские озера Сибири. - М., 1968. -С. 59-73.

Флоренсов Н. А. Очерки структурной геоморфологии. - М.: Наука, 1978. -237 с.

Хаин В. Е. Общая геотектоника. - М.: Недра, 1973. - 511 с.

Хаин В. Е. Происхождение Центрально-Азиатского складчатого пояса: коллизия или мантийный диапиризм // Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. - Новосибирск, 1990. - С. 5-8.

Хаин В. Е., Соколов Б. А. Рифтогенез и нефтегазоносность: основные проблемы // Рифтогенез и нефтегазоносность. - М., 1993. - С. 5-16.

Халимов Э. М., Силич А. М., Обухов А. Н. Результаты нефтегазопоисковых работ в Зайсанской впадине // Геология нефти и газа. - 1991. - № 10. - С. 11-14.

Хилько С. Д., Курушин Р. А., Кочетков В. М. и др. Сильные землетрясения. Палеосейсмогеологические и макросейсмические данные // Землетрясения и основы сейсмического районирования Монголии. - М., 1985. - С. 19-83.

Хованова Р. И. Землетрясения Алтае-Саянской зоны // Землетрясения в СССР. - М., 1961. - С. 349-352.

Худяков Г. И. Геоморфотектоника юга Дальнего Востока (вопросы теории). -М.: Наука, 1977. - 256 с.

Цехановская Н. А. Мерзлотные образования в Курайской котловине // Новые данные по геологии и географии Кузбасса и Алтая. - Новокузнецк, 1969. -С.260-261.

Цехановская Н. А. Наледи в бассейне р. Бугузун (Юго-Восточный Алтай) // Изв. Алт. отд-ния Геогр. о-ва СССР. - 1970. - Вып. 11. - С. 78-81.

Цехановская Н. А. Морозное и диагенетическое растрескивание грунтов в межгорных котловинах Юго-Восточного Алтая // Природа и природные ресурсы Горного Алтая. - Горно-Алтайск, 1971. - С. 48-51.

Цехановская Н. А. Термокарстовые образования Юго-Восточного Алтая // Вопросы геоморфологии Алтайского края. - Л., 1976. - С. 31-34.

Цехановская Н. А. Формирование криогенного рельефа в бассейне р. Баш-каус // Вопросы географии Сибири. - 1987. - Вып. 17. - С. 53-56.

Чайко А. В. Морфология и генезис нагорных террас в условиях криозоны. -Новосибирск: ИГиГ сО АН СССР, 1988. - 83 с.

Чернов Г. А. Новейшая структура Алтае-Саянской области и ее связь с сейсмичностью // Сейсмичность Алтае-Саянской области. - Новосибирск, 1975. -С.57-67.

Чернова Г. М., Михайлов Н. Н., Козырева М. Г. Использование мерзлотных форм рельефа для палеогеографических реконструкций // Палинология и проблемы детальной стратиграфии: Тез. докл. 7-й палинол. конф. - Саратов, 1993. -С.92-93.

Чиков Б. М. Иртышская линеаментная зона (Алтай) // Геотектоника, текто-нофизика и геодинамика. - 1992. - Т. 24. - С. 3-17.

Чиков Б. М., Горбенко В. П., 3иновьев С. В. и др. Псевдоосадочные и псевдовулканические образования региональных линеаментных зон Алтае-Саян-ской области // Геология и геофизика. - 1991. - № 2. - С. 42-49.

Чиков Б. М., 3иновьев С. В. Послегерцинские (раннемезозойские) коллизионные структуры // Геология и геофизика. - 1996. - № 11. - С. 61-71.

Чихачев П. А. Путешествие в Восточный Алтай. - М.: Наука, 1974. - 360 с.

Чумаков И. С. Кайнозойские отложения северо-западной части Рудного Алтая // Труды Всесоюз. аэрогеол. треста. - 1957. - Вып. 3. - С. 70-84.

Чумаков И. С. Верхнеплиоценовые (эоплейстоценовые) отложения Рудного Алтая // Труды Комиссии по изучению четвертич. периода АН СССР. - 1963. -Т. 22. - С. 100-127.

Чумаков И. С. Кайнозой Рудного Алтая. - М.: Наука, 1965. - 222 с.

Чумаков И. С., Ярмизин О. Д., Новиков Г. Н. и др. Кайнозойские отложения Лениногорской впадины и основные этапы ее формирования // Труды Комиссии по изучению четвертич. периода АН СССР. - 1963. - Т. 22. - С. 128-138.

Шарков В. В. Еще о третичном оледенении Алтая // Природа. - 1950. -№6. - С. 60-61.

Шахов Ф. Н. Геологическое исследование на Юго-Восточном Алтае в районе среднего течения р. Аргут. - Томск, 1933. - 60 с. (Материалы по геологии Зап.-Сиб. края; Вып. 5).

Шевырева Н. С. Новый представитель Ctenodactyloidea (Rodentia, Mammalia) из неогена Зайсанской впадины (Восточный Казахстан) // Палеонтол. журн. - 1994а. - № 2. - С. 126-131.

Шевырева Н. С. Новые грызуны (Rodentia, Mammalia) из нижнего олигоцена Зайсанской впадины (Восточный Казахстан) // Палеонтол. журн. - 1994б. -№4. - С. 111-126.

Шевырева Н. С. Новые грызуны (Rodentia, Mammalia) из нижнего эоцена Зайсанской впадины (Восточный Казахстан) // Палеонтол. журн. - 1996. - № 1. -С.84-98.

Шейкман В. С. Корреляция данных по палеогляциологии Алтае-Саянской и Яно-Корлымской горных стран // Гляциология Сибири. - 1993. - № 4. - С. 70-82.

Шейкман В.С. Тестирование S-S технологии термолюминесцентного датирования на разрезах побережья Мертвого моря, ее использование в Горном Алтае и палеогеографическая интерпретация результатов // Археология, этнография и антропология Евразии. - 2002. - № 2(10). - С. 22-37.

Шенгер А. М. Дж., Натальин Б. А., Буртман В. С. Тектоническая эволюция Алтая // Геология и геофизика. - 1994. - Т. 35, № 7-8. - С. 41-58.

Шерман С. И. Физические закономерности развития разломов земной коры. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1977. - 102 с.

Шерман С. И., Борняков С. А., Буддо В. Ю. Области динамического влияния разломов. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1983. - 112 с.

Шмидт Г. А. К вопросу о происхождении уступов на южном склоне Терек-тинского хребта в Центральном Алтае // Бюл. Комиссии по изучению четвертич. периода. - 1963. - № 28. - С. 161-164.

Шмидт Г. А. Новые находки неогеновых отложений в Горном Алтае // Вопросы региональной геологии СССР. - М., 1964а. - С. 218-222.

Шмидт Г. А. О новейших тектонических движениях в Юго-Восточном Алтае // Вестн. МГУ. Сер. IV. Геология. - 1964б. - № 5. - С. 81-84.

Шмидт Г. А. Новейшие структуры Горного Алтая и их связь с докайнозой-ской тектоникой // Геология, инженерная геология и гидрогеология. - Барнаул, 1972. - Вып. 8. - С. 94-97.

Шмурло Е. Описание пути между Алтайской станцией и Кош-Агачем в Южном Алтае // Зап. Зап.-Сиб. отд-ния Рус. геогр. о-ва. - 1898. - Т. 23. - С. 1-52.

Шокальский С. П., Владимиров А. Г., Изох А. Э. Корреляция магматических событий среднего палеозоя и проблемы геодинамики Горного Алтая // Докл. РАН. - 1996. - Т. 349, № 36. - С. 808-810.

Штрейс Н. А., Марков М. С., Моссаковский А. А. Тектоника складчатых сооружений // Тектоника в исследованиях Геологического института АН СССР. -М., 1980. - С. 29-94.

Шувалов В. Ф. Мезозойские отложения юго-восточной части Монгольского Алтая // Геология мезозоя и кайнозоя Западной Монголии. - М., 1970. - С. 7-19.

Шувалов В. Ф., Решетов В. Ю. Новое местонахождение млекопитающих среднего олигоцена на юге Монголии // Фауна и биостратиграфия мезозоя и кайнозоя Монголии. - М., 1974. - С. 326-329.

Шувалов В. Ф., Решетов В. Ю., Барсболд Р. О стратотипическом разрезе нижнего палеоцена на юго-западе МНР // Фауна и биостратиграфия мезозоя и кайнозоя Монголии. - М., 1974. - С. 320-325.

Щукин И. С. Общая морфология суши. - М.-Л.: Гос. науч.-техн. горногеологонефтяное изд-во, 1933. - Т. 1. - 366 с.; Т. 2. - 460 с.

Щукина Е. Н. Геология отложений кайнозоя и геоморфология Горного Алтая и его предгорий. - М.: Библиотека Отд-ния наук о Земле, 1953. - Т. 2. - 118 с.

Щукина Е. Н. Древняя кора выветривания в Алтайском крае и ее значение для определения возраста и генезиса рельефа // Кора выветривания. - М., 1956. - Вып. 2. - С. 259-271.

Щукина Е. Н. Закономерности размещения четвертичных отложений и стратиграфия их на территории Алтая // Стратиграфия четвертичных (антропогенных) отложений азиатской части СССР и их сопоставление с европейскими. - М., 1960. -С.127-165.

Щуровский Г. Е. Геологическое путешествие по Алтаю. - М., 1846. - 246 с.

Юдин А. И. Оледенение Курайского хребта // Труды Том. ун-та. - 1939. -Т. 95. - С. 170-185.

Яворский В. И. О возрасте отложений острогской и балахонской свит Кузнецкого бассейна // Геология и геофизика. - 1968. - № 6. - С. 122-127.

Яворский В. И. Географическое положение Кузнецкого бассейна и общие сведения о нем // Очерки по геологии Кузнецкого и Донецкого бассейнов. - Л., 1970. - С. 55-93.

Яковлев С. А. К вопросу о ледниковом периоде на Алтае // Тр. СПб о-ва естествоиспытателей. - 1909. - Т. 40, вып. 1. - С. 27-36.

Яковлев С. А. О происхождении Телецкого озера // Изв. Рус. геогр. о-ва. -1916. - Т. 52, вып. 6. - С. 431-457.

Яковлев С. А. К вопросу о происхождении Телецкого озера // Бюл. МОИП. Отд. геол. - 1939. - Т. 17, вып. 4-5. - С. 3-13.

Ярмолюк В. В., Иванов В. Г., Коваленко В. И. Динамика формирования и магматизма позднемезозойско-кайнозойской Южно-Хангайской горячей точки мантии (Монголия) // Геотектоника. - 1994. - № 5. - С. 28-45.

Ярмолюк В. В., Иванов В. Г., Самойлов В. С., Аракелянц М. М. Этапы формирования позднемезозойско-кайнозойского внутриплитного вулканизма Южной Монголии // Докл. РАН. - 1995. - Т. 344, № 5. - С. 673-676.

Allen M. B., Ien M. B., Sengor A. M. C., Natal’in B. A. Junggar ,Turfan and Alakol basins as Late Permian to ?Eraly triassic extensional structures in a sinistral shear zone in the Altaid orogenic collage, Central Asia // J. Geol. Soc. - 1995. -Vol. 152, Iss. 2. - P. 327-338.

Allen M. B., Vincent S. J. Fault reactivation in the Junggar region, northwest China: The role of basement structures during MesozoicCenozoic compression // J. Geol. Soc. - 1997. - Vol. 154. - P. 151-155.

Argand E. La tectonique de l’Asie // Congr. Geol. Int. 13eme. Sess. Belg. ,1re Fasc. - 1924. - P. 171-372.

Baker V. R., Benito G., Rudou A. N. Paleohydrology of Late Pleistocene Superflooding, Altay Mountains, Siberia // Science. - 1993. - Vol. 259. - P. 348-350.

Barry T., Windley B. F., Cunningham W. D., Saunders A. Cenozoic alkali basalts from the Gobi desert, Mongolia: products of a mantle plume? // J. Conf. Abstr. -

1996. - Vol. 1, Iss 1. - P. 215.

Bayasgalan A., Jackson J. Field examples of strike-slip fault termination in Mongolia and their tectonic significance // Tectonics. - 1999. - Vol. 18, N 3. -P. 394-411.

Berkey C. P., Morris F. K. Geology of Mongolia. - N. Y.: The Amer. museum of Natural History, 1927. - 475 p.

Buslov M. M., Berzin N. A., DobretsovN. L., Simonov V. A. Geology and tectonics of Gorny Altai: Guide-book, 4th INT. Symp. IGCP, Proj. 283. - Novosibirsk: UIGGM SB RAS, 1993. - 122 p.

Bialoveski A. An Ice-period in the Altai mountains // Nature. - 1887. - Vol. 35, Iss. 909. - P. 513.

Carling P. A. A preliminary paleohydraulic model applied to late Quaternary gravel dunes: Altai Nountains, Siberia // Global Continental Changes: the Context of Palaeohydrology. - Geol. Soc. Special Publ., 1996a. - N 115. - P. 165-179.

Carling P. A. Morphology, sedimentology and paleohydraulic significance of large gravel dunes, Altai Mountains, Siberia // Sedimentology. - 1996b. - N 43. -P. 647-664.

Carroll A. R., Liang Yunhai, Graham S. A. et al. Junggar basin northwest China: trapped Late Paleozoic ocean // Tectonophys. - 1990. - Vol. 181, N 1-4. - P. 1-14.

Carroll A. R., Brassell S. C., Graham S. A. Upper Permian Lacustrine Oil Shales, Southern Junggar Basin, Northwest China // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. -

1992. - Vol. 76, Iss. 12. - P. 1874-1902.

Chang-qiang A., Zhong-he Z., Guo-ying C. et al. 3-D shear velosity structure in North-West China // Acta Geophysica Sinica. - 1993. - Vol. 36, Iss. 3. -P. 317-325 (на кит., англ. аннот.).

Cunningham W. D. Litospheric control on late Cenozoic construction of the Mongolian Altai // Tectonics. - 1998. - Vol. 17, Iss. 6. - P. 891-902.

Cunningham W. D., WindleyB. F., Dorjnamjaa D. et al. Late cenozoic transpression in southwestern Mongolia and the Gobi Altai-Tien Shan connection// Earth and Planet. Sci. Lett. - 1996a. - Vol. 140, Iss. 1-4. - P. 67-81.

Cunningham W. D., WindleyB. F., Dorjnamjaa D. et al. A structural transect across the Mongolian Western Altai: Active transpressional mountain building in central Asia // Tectonics. - 1996b. - Vol. 15, Iss. 1. - P. 142-156.

Cunningham W. D., Windley B. F., Owen L. A. et al. Geometry and style of partitioned deformation within a late Cenozoic transpressional zone in the eastern Goby Altai Mountains, Mongolia // Tectonophys. - 1997. - Vol. 277, Iss. 4. -P.285-306.

Dehandshutter B., Vysotsky E., Delvaux D. et al. Structural evolution of the Teletsk graben (Russian Altai) // Tectonophysics. - 2002. - Vol. 351, Iss. 1-2. -P. 139-167.

Dobretsov N. L., Buslov M. M., Delvaux D. et al. Meso- and Cenozoic tectonics of the Central Asian mountain belt: effect of lithosphenic plate interaction and mantle plume // Intern. Geol. Rev. - 1996. - Vol. 38. - P. 430-466.

Ekstrom G., England P. C. Seismic strain rates in regions of distributed continental deformation // J. Geophys. Res. - 1989. - Vol. 94. - P. 10231-10257.

Gebler F. Ubersich des Katunishen Gebirges ,der nochsten Spitze des Russishen Altai // Mem. prezenta l’Academie des S.deSt-Petersb. - 1837. - Vol. 5, pt 3. -P.455-560.

Graham S. A., Hendrix M. S., Barsbold R. et al. Stratigraphic occurrence, paleoenvironment , and description of the oldest known dinosaur (Late Jurassic) from Mongolia // Palaios. - 1997. - Vol. 12, Iss. 3. - P. 292-297.

Grano I. G. Beitrage zur Kentniss der Eiszeit in der Nordwestlishen Monogolei und einigen ihrez sudsibirischen Grenzgebiete // Fennia. - 1910. - Vol. 28, N 5. -230 s.

Grano I. G. Les formes du relief dans l’Altai russe et leur genese. Etude morphologique // Fennia. - 1917. - Vol. 40 , N 2. - 125 s.

Grano I. G. Das Formengebaude des Nordostlishen Altai. - Turku, 1945. - 362 s.

Schulein B. J., Wang Z. X. Sedimentary Record and Climatic Implications of Recurrent Deformation in the Tian Shan - Evidence from Mesozoic Strata of the North Tarim, South Junggar, and Turpan Basins, Northwest China // Geol. Soc. Amer. Bull. - 1992. - Vol. 104, Iss. 1. - P. 53-79.

Harding T. P. Petroleum traps associated with wrench faults // Bull. AAPG. - 1974. - Vol. 58, Iss. 7. - P. 1290-1304.

Harding T. P., Lowell J. D. Structural styles, theur platetectonic habitats and hydrocarbon traps in petroleum provinces // Bull. AAPG. - 1979. - Vol. 63, Iss. 7. -P. 1016-1058.

Hendrix M. S., Graham S. A., Carroll A. R. et al. Late Mesozoic stratigraphy and vertebrates of the Gobi Basin // Cretac. Res. - 1991. - Vol. 12, N 4. - P. 345-377.

Hendrix M. S., Brassell S. C., Carroll A. R., Graham S. A. Sedimentology, organic geochemistry, and petroleum potential of Jurassic coal measures: Tarim, Junggar, and Turpan Basins, Northwest China // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. - 1995. -Vol. 79, N 7. - P. 929-959.

Hendrix M. S., Graham S. A., Amory J. Y., Badarch G. Noyon Uul syncline, southern Mongolia: Lower Mesozoic sedimentary record of the tectonic amalgamation of central Asia // Geol. Soc. Amer. Bull. - 1996. - Vol. 108, Iss. 10. - P. 1256-1274.

Jackson J. A., White N. J. Normal faulting in the upper continental crust: observations from regions of active extention // J. Struct. Geol. - 1989. - Vol. 11, Iss. 1-2. - P. 15-36.

Jian-bang Shi, Xian-yue Feng, Shy-mo Ge et al. The Fuyun earthquake fault zone in Xinjiang , China // Continental Seismicity and Earthquake Prediction. -Beijing: Seismol. Press, 1984. - P. 325-346.

Kamen-Kaye M., Meyerhoff A. A., Taner I. Junggar basin. A Permian to cenozoic intermontane complex in northwestern China // Senckenbergiana lethaea. -1988. - Vol. 69, N 3-4. - P. 289-313.

Kuang Jun. Gravity structures in west part of south margin of Junggar Basin // Oil. and Gas. Geol. - 1990. - Vol. 11, N 3. - P. 275-282.

Lawrence S. R. Aspects of the petroleum geology of the Junggar Basin, Northwest China // Class. Petrol. Provinces Pap. Geol. Soc. Spec.: Two-day Meet., London, May, 1988. - L., 1990. - P. 545-557.

Logatschev N. A., Zorin Yu. A. Evidence and causes of two-stage development of the Baikal rift // Tectonophis. - 1987. - Vol. 143. - P. 225-234.

Lowell J. D. Structural styles in petroleum exploration. - Tulsa: Oil and Gas Consult. International, 1985. - 477 p.

McKnight C. L., Graham S. A., Carroll A. R. et al. Fluvial sedimentology of an Upper Jurassic petrified forest assemblage, Shischu Formation, Junggar Basin, Xinjiang, China // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeocol. - 1990. - Vol. 79, N 1-2. -P. 1-9.

Mellet J. S. The Oligocene Hsanda Gol formation, Nobgolia: A Revised Faunal List // Amer. Mus. Nov. - 1968. - N. 2318. - 16 p.

Michaelis E. P. An ice-period in the Altai mountains // Nature. - 1886. - Vol. 35, Iss. 894. - P. 149.

Molnar P., England P. Late Cenozoic uplift of mountain ranges and global climatic changes: Chicken or egg? // Nature. - 1990. - Vol. 346. - P. 29-34.

Molnar P., TapponierP. Cenozoic tectonics of Asia: effects of continental collision // Science. - 1975. - Vol. 189. - P. 419-426.

Novikov I., MistrukovA., Vysotsky E., Agatova A. Alpine tectonics of the Kurai - Chuya system of intermountain depression, Gorny Altai // International

workshop - Continental rift tectonics and sedimentary basins evolution: Abstracts. -Novosibirsk, 1996. - P. 61-62.

Novikov I., Trefois P. Transitional Zone Between Gorny Altai and Zaysan Depression: Geomorphology and Morphotectonics // Active Tecnotics and Evolution: Abstracts. - Gent, Belgium, 1998. - P. 93.

Okal E. A. A surface-wave investigation of the rupture mechanism of the Gobi-Altai (December , 4,1975) earthquake // Phys. Earth and Planet. Inter. - 1976. -Vol. 12. - P. 319-328.

Otsuki K. On the relationship between the width of shear zone and the displacement along fault // J. Geol. Soc. Japan. - 1978. - Vol. 84, Iss. 11. - P. 661-669.

Otto S. C. Mesozoic-Cenozoic history of deformation and petroleum systems in sedimentary basins of Central Asia: implications of collisions on the Eurasian margin // Petrol. Geosci. - 1997. - Vol. 3, Iss. 4. - P. 327-341.

Owen L. A., Richards B., Rhodes E. J. et al. Relic permafrost structures in the Gobi of Mongolia: age and significance // J. Quatern. Sci. - 1998. - Vol. 13, Iss. 6. -P.539-547.

Peng J. H., Brinkman D. B. New Material of Xinjiangchelys (Reptilia, Testudines) from the Late Jurassic Qigu Formation (Shishugou Group) of the Pingfengshan Locality, Junggar Basin, Xinjiiang // Can. J. Earth. Sci. - 1993. - Vol. 30, Iss. 10-11. - P. 2013-2026.

Qu Guosheng, He Guoqi. The Altaids Orogeny // Acta geol. Sin. - 1992. -Vol. 66, Iss. 3. - P. 193-205. (На кит., англ. аннот).

Ritz J. F., Brown E. T., Bourles D. L. et al. Slip rates along active faults estimated with cosmic-ray-exposure dates: Application to the Bogd fault, Gobi-Altai, Mongolia // Geology. - 1995. - Vol. 23, Iss. 11. - P. 1019-1022.

Rogozhin E. A., Bogachkin B. M., Nechaev Yu. P. et al. Paleoseismologocal Investigations on the Territory of the Russian (Gorny) Altai // J. Earthquake Prediction Res. - 1998. - Vol. 7, Iss. 4. - P. 391-413.

Russell D. E., Zhai R.-j. The Paleogene of Asia: mammals and stratigraphy. -Paris: Editions du muzeum, 1987. - 488 p.

Russell D. E., Zheng Z. A Large Mamenchisaurid from the Junggar Basin, Xinjiang, People’s Republic of China // Can. J. Earth. Sci. - 1993. - Vol. 30, Iss. 10-11. -P. 2082-2095.

Sengor A. M., Natal’in B. A., Burtman V. S. Evolution of the Altaid Tectonic Collage and Paleozoic Crustal Growth in Eurasia // Nature. - 1993. - Vol. 364. -P.299-307.

Sengor A. M., Natal’in B. A., Burtman V. S. The evolution of the altaids or why are there no hercynides in Asia? // J. Czech. Geol. Soc. - 1994. - Vol. 39, Iss. 1. -C.105-110.

Sharps R., Li Yianping, McWilliams M., Li Yongan. Paleomagnetic investigation of Upper Permian sediments in the south Junggar Basin, China // J. Geophys. Res. - 1992. - Vol. 97, N 2. - P. 1753-1765.

Sylvester A. G. Strike-slip faults // Bull. Geol. Soc. Amer. - 1988. - Vol. 100, Iss. 11. - P. 1666-1703.

TangZ. H., Parnell J., Longstaffe F. J. Diagenesis and reservoir potential of Permian-Triassic fluvial/lacustrine sandstones in the southern Junggar basin, northwestern China // Bull. Amer. Assn,. Petrol. Geol. - 1997a. - Vol. 81, Iss. 11. -P.1843-1865.

Tang Z. H., Parnell J., Longstaffe F. J. Diagenesis of analcime-bearing reservoir sandstones: The Upper Permian Pingdiquan Formation , Junggar Basin, Northwest China // J. Sediment. Res. - 1997b. - Vol. 67, N 3. - P. 486-498.

TapponierP., Molnar P. Active faulting and Cenozoic tectonics of the Tien Shan, Mongolia and Baikal Regions // J. Geophys. Res. - 1979. - Vol. 84. -P.3425-3459.

Trefois P., Dobretsov N., Novikov I., Mistrukov A. SPOT Image Processing, Spectral Data Measured in the Field, and GIS Integration for the Geological Study of the Chuya Depression in Gorny Altai, South Siberia (Russia) // Proceeedings of the 11th Thematic Conference of Geologic Remote Sensing. - Las-Vegas, 1996. - Vol. 2. -P. 88-97.

The Quaternary of China / Ed. Zhang Zonghu. - Hebei: China Ocean Press, 1991. - 575 p.

Tschihatcheff P. A. Vojage scientifique dans l’Altai oriental et les parties adjacentes de la frontiere de Chine. - Paris, 1845. - Vol. 1. - 446 p.; Vol. 2. - 36 p.

Vladimirov A.G., Babin G.A. et al. Geology, Magmatism and Metamorphism of the Western Part of the Altai-Sayan Fold Region. Continental Growth in Phanerozoic: Evidence from Central Asia. - Novosibirsk: IG SB RAS, 2001. - 140 p.

Wilcox R. E., HardlingT. P., Seely D. R. Basic wrench-tectonics // Bull. AAPG. - 1973. - Vol. 57, Iss. 1. - P. 74-96.

Wu X. C., Brinkman D. B., Russell A. P. Sunosuchus junggarensis sp. nov. (Archosauria: Crocodyliformes) from the Upper Jurassic of Xinjiang, People’s Republic of China // Can. J. Erath Sci. - 1996. - Vol. 33, Iss. 4. - P. 606-630.

Zhou M., Rich P. V., Qi T. A late Eocene- early Oligocene Bird and Mammal from Usu (Wusu), Xinjiang, Northwestern China // Memoirs Beijing Nat. Hist. Mus. -1982. - Iss. 1. - P. 1-11.

Zorin Yu. A., Novoselova M. R., Turutanov E. Kh., Kozhevnikov V. M. Structure of the lithocphere of the Mongolian-Siberian mountainous province // J. Geodyn. - 1990. - Vol. 11, Iss. 4. - 327-342.

Zykin V. S. Cenozoic climatic-tectonic relationship in inner Asia // Active Tectonics and Evolution: Abstracts. - Gent, Belgium, 1998. - P. 70.

ИСПОЛЬЗОВАННЫЕ КАРТЫ

Геологическая карта западной части Алтае-Саянской горной области. Масштаб 1:500 000 / В. И. Зиновьев, А. В. Пешкова, В. И. Коновалов и др. — Л.: Аэрогеология, 1977.

Геологическая карта Казахской ССР. Восточно-Казахстанская сер. Масштаб 1:500 000 / Гл. ред. Чабакаев С. Е. — Л.: Аэрогеология, 1976.

Геологическая карта СССР. Масштаб 1:1 000 000 (нов. сер.). Лист N-44(45). / Отв. ред. Н. В. Григорьев. — Новосибирск, 1987.

Геологическая карта СССР. Масштаб 1:1 000 000 (нов. сер.). Лист М-44(45). / Отв. ред. Д. А. Авров. — Усть-Каменогорск, 1980.

Карта геологических формаций Монгольской Народной Республики. Масштаб 1:1 500 000 / Гл. ред. А. Л. Яншин. — Совместная советско-монгольская научно-исследовательская экспедиция, 1989.

Карта мезозойской и кайнозойской тектоники Монгольской Народной Республики. Масштаб 1:1 500 000 / Гл. ред. А. Л. Яншин. — Совместная советско-монгольская научно-исследовательская экспедиция, 1979.

Г. Г. Лепезин. Карта метаморфических фаций Алтае-Саянской складчатой области. Масштаб 1:1 000 000 / Ред. В. И. Соболев, Д. С. Мусатов. — Новосибирск, ИГиГ СО АН СССР, 1976.

Magmatic rock map of the Xinjiang Uygur autonomous region of the People’s Republic of China. Scale 1:2 000 000. — 1992.

ОГЛАВЛЕНИЕ

Введение

Глава 1. Физико-географический очерк

Глава 2. Закономерности процесса накопления материала и изменение научных представлений о морфологической и морфотектонической эволюции территории

Глава 3. Геологические свидетельства горообразования на Алтае в позднем палеозое и мезозое

Глава 4. Осадочная летопись последнего орогенеза

Глава 5. Соотношение тектонического строения палеозойского основания и кайнозойских структур новейшей активизации

Глава 6. Геофизические, сейсмогеологические и сейсмологические проявления новейшей тектонической активизации территории

Глава 7. Кайнозойская тектоника Алтая и ее геоморфологические проявления

Заключение

Литература