CC BY
12
УДК 551.43
МОРФОСКУЛЬПТУРА ЮГО-ВОСТОЧНОГО МАКРОСКЛОНА
ТРАНСГРАНИЧНОГО ГОРНОГО МАССИВА ТАВЫН-БОГДО-УУЛ
1 2 С.Г. Платонова , Ч. Лхагвасурэн
1 Институт водных и экологических проблем, 656038, г. Барнаул, E-mail: [email protected] 2Ховдский государственный университет, г. Ховд (Монголия), E-mail:[email protected]
Изучены особенности современной поверхности южного макросклона трансграничного массива Тавын-Богдо-уул, сложный генезис которой определил морфологическое разнообразие рельефа. Выявлена роль тектонических движений в формировании морфоскульптуры наряду с процессами, связанными с оледенением.
Ключевые слова: морфоскульптура, ледниковый рельеф, тектонические формы, Тавын-Богдо-уул.
Дата поступления 10.03.2018
Массив Тавын-Богдо-уул (высшая точка гора Куйтэн-Уул высотой 4374 м) - находится в самом центре Алтая на стыке хребтов Горного (Русского) и Монгольского Алтая и на границе трех государств: России, Монголии и Китая. В Тавын-Богдо-уул сосредоточены крупнейшие долинные и сложно-долинные ледники Алтайской горной страны, участвующие в формировании стока таких рек, как Иртыш, Катунь и Кобдо-гол. Территория горного массива традиционно рассматривалась, как объект исследования гляциологов, начиная с В.В. Сапожникова [1-2] и братьев Б.В. и М.В. Троновых [3-4]. Вопросам развития рельефа было уделено значительно меньше внимания, а, тем не менее, современные особенности оледенения массива, динамика его ледников, а также характер оледенения определяются, в первую очередь, орографией массива, а морфоскульптура поверхности развивается под действием целого комплекса процессов.
В силу своего трансграничного положения горный массив характеризуется крайне неравномерной изученностью. Наименее исследованной территорией массива является его юго-восточный макросклон, расположенный в Монголии. Хотя именно здесь располагаются самые крупные ледники Тавын-Богдо-уул (Потанина и Алексан-
дры) и берут свое начало реки бассейна крупнейшей реки Западной Монголии -Кобдо-гол: Цагаан-гол, Цагаан-ус-гол (далее - Цагаан-ус), Ойгор-гол (рис. 1).
Целью настоящей работы является выявление роли различных процессов в формировании современной мор-фоструктуры юго-восточного макросклона массива Тавын-Богдо-уул и изучение ее морфологических особенностей.
Рис. 1. Район юго-восточного макросклона массива Тавын-Богдо-уул:
1 - государственные границы; 2 - гидросеть, 3 -ледники; 4 - озера; 5 - вершины горных хребтов.
Основные морфоструктурные и морфогенетические типы рельефа юго-восточного макросклона массива Тавын-Богдо-уул
На исследуемой территории по морфогенетическому признаку, следуя классификации Ч. Дашзэвэга [5], выделяются денудационно-тектонический (I) и аккумулятивный (II) типы рельефа. Тектонико-денудационный тип (I) образован в основном в результате тектонических движений с участием процессов выветривания. В исследуемом районе представлено два его подтипа: высокогорный альпийский со следами древнего оледенения (11) и рельеф плоско- и куполовершинных высоких гор с широко развитыми древними поверхностями выравнивания и следами древнего оледенения (12).
Высокогорный альпийский тип со следами древнего оледенения (11) выделяется на высотах свыше 3500 м, где горные хребты сильно видоизменены деятельностью древних ледников. Типичными формами рельефа здесь являются островершинные пики и карлинги, кары, троговые долины с озерными ваннами, моренные холмы и гряды, каменные глетчеры, обвалы, осыпи, мерз-лотно-солифлюкционные образования. Развитие современных денудационных процессов происходит в нивально-гляциальных условиях. Высокогорные районы характеризуются значительной густотой расчленения (менее 0,5 км). Глубина расчленения рельефа достигает 1000 м и более, углы наклона 16-20°, часто превышают 20° [6].
Рельеф плоско- и куполовершинных высоких гор с широко развитыми древними поверхностями выравнивания и следами древнего оледенения (12) развит на высоте 2500-3500 м. Относительное превышение между вершинами хребтов и днищами рек составляет 8001000 м, на отдельных участках превышает 1000 м. В горах отчетливо сохранены фрагменты мел-палеогеновой по-
верхности выравнивания шириной до 1 -2 км. Вершины этих гор плоские или слегка выпуклые, склоны значительно эродированы и труднодоступны. В истоках рек наблюдаются кары, ледники, флювиогляциальные скопления, конечные и боковые морены. Густота расчленения поверхности 1 -0,5 км, наклон поверхности примерно 20°.
Аккумулятивный тип рельефа (II) на рассматриваемой территории имеет подчиненное значение. Он характерен для озерных котловин и внутригорных речных долин с делювиально-пролювиальными шлейфами, аллювиальными террасами, моренными и флю-виогляциальными образованиями.
Оледенение и рельеф
Важную роль в формировании мор-фоскульптуры массива Тавын-Богдо-уул играет оледенение. Максимальное его распространение, охватывавшее не только высокогорье, но и среднегорную зону, относится к среднему плейстоцену. Морфологические следы деятельности среднеплейстоценовых ледников в периферийных частях площади распространения уничтожены или сильно изменены другими экзогенными процессами в течение продолжительного постледникового периода [6].
Позднеплейстоценовый ледниково-аккумулятивный рельеф существенно отличается от поверхности предшествовавшей ледниковой эпохи. В большинстве случаев граница максимального распространения позднеплейстоцено-вых ледников маркирована конечными моренами, ниже которых строение придонной части долин заметно изменяется. Исчезают поперечные валообразные нагромождения обломочного материала, не связанные с его выносом из боковых долин или с оползнями; днище долин расширяется; верхние аккумулятивные террасы контактируют непосредственно с коренными склонами, а не с прибор-товыми шлейфами рыхлых отложений; русла временных водотоков выходят
непосредственно к урезу реки или на низкие надпойменные террасы, а не заканчиваются конусами выноса на склоны долин; продольный профиль русла реки выравнивается, исчезают резкие перепады его уклона на коротких расстояниях [7].
Собственно высокогорный альпийский тип рельефа массива Тавын-Богдо-уул был сформирован в позднеплейсто-ценовое время, и с тех пор его развитие во многом определяется нивально-гляциальными процессами. По предварительным оценкам, общее число ледников на 2008-2010 гг. в бассейне р. Ца-гаан-гол составляло 26, в бассейне р. Цагаан-ус - 37; в 1970-х гг. их было, соответственно, 20 и 27 [8]. Общая площадь ледников в 2013 г. составила около 67 км2 в бассейне р. Цагаан-гол и 30 км - в бассейне р. Цагаан-ус [9].
Один из наименее изученных в монгольской части Тавын-Богдо-уул является сложно-долинный ледник Козлова. Подробное описание и оценка его динамики в XX - начале XXI в. приведены в работе Н.Н. Михайлова и О.В. Останина [10]. В настоящее время он опустился до абсолютной высоты 2640 м, граница питания в середине августа 2013 г. располагалась на абсолютной высоте около 3200 м [9]. Ледник заканчивается гротами и ледяными уступами. Через морену со стороны правого рукава прорывается водный поток, участвующий в формировании стока р. Цагаан-ус. На высоте 3200-2900 м основной поток образует «ледопад» практически на всю ширину ледника с отдельными участками снежно-фирновых полей.
Истоки другого притока р. Кобдо-гол - Цагаан-гол - приурочены к ледникам Потанина и Александры. Граница питания ледника Александры расположена на высоте около 3300 м. Концы ледников относительно плавно опускаются к зандровой равнине до абсолютных высот около 2840 м (ледник Александры) и 2910 м (ледник Потанина).
Язык еще одного ледового объекта массива - ледника Гранё - опускается до абсолютной высоты около 2790 м, граница питания в середине августа 2013 г. зафиксирована на высоте 3180 м. На абсолютных высотах 3040-3200 м поток также образует «ледопад», а с высоты около 3000 м начинаются фирновые поля. К леднику Гранё примыкает ледник Крылова, который в начале ХХ в., по данным В.В. Сапожникова, своим концом почти сходился с первым, а затем высоко отступил и разделился на несколько ветвей [9].
Ледники в сочетании с нивальными процессами определили альпийский характер рельефа этой территории, наиболее выразительными элементами которого являются кары. Определения форм ледникового рельефа приведены в соответствии с [11]. Горизонтальные размеры каров на юго-восточных склонах Тавын-Богдо-уул близки к средним значениям других алтайских территорий и колеблются от 0,2 до 1,5 км, высота стенок изменяется от 200 до 1000 м, чаще равна 500-700 м. Форма каров часто усложняется в зависимости от возраста. Наиболее простая форма (переход от долинного типа) наблюдается у небольших висячих экспозиционных современных ледников, сложная - у более древних.
Морфологически более сложными и крупными являются ледниковые цирки, стенки которых обычно осложнены ступенчато расположенными карами (рис. 2). Высотный интервал, к которому приурочены кары и цирки, в разных частях горного массива неодинаков. Например, начало ледникового цирка ледника Козлова расположено на абсолютной высоте около 3200 м. В высоких хребтах горного узла Тавын-Богдо-уул кары развиты на склонах разной экспозиции. Однако со снижением высотных отметок к периферии хребтов усиливается асимметрия в их экспозиционной приуроченности.
Рис. 2. Ледниковый цирк в вершинной части долины р. Цагаан-ус:
вид на ледник Козлова N 49о01'42", Е 87057'22,8").
Характерной чертой горного массива является связь каров и цирков с долинами - трогами. Наиболее хорошо морфологическая выраженность трогов (пологовогнутое дно, крутые склоны, плечи) представлены в вершинных частях долин на тех участках, которые занимались ледниками в эпоху последнего оледенения. Центральная часть тро-говых долин часто имеет характер котловин ледникового вспахивания и превращена в озера. Так выглядят, например, участки в долине р. Хара-Сала-гийн-гол и в котловине озер Хотон-Хурган.
В пределах троговых долин отмечаются остатки ледниковых отложений, эрратические валуны, маргинальные каналы, бараньи лбы, ледниковая штриховка и борозды. Последние развиты на отполированных поверхностях, имеют параллельное или субпараллельное расположение и протяженность до нескольких десятков метров (рис. 3). С котловинами ледникового вспахивания чередуются ригели, наличие которых подчеркивает неровный продольный профиль трогов.
Формы рельефа отложенных морен и флювиогляциальных накоплений
В пределах трогов повсеместно развиты конечно-моренные комплексы (валы, гряды, холмы) с примыкающими к ним с проксимальной стороны валами береговых морен, а с дистальной - пе-
реходным конусом [11]. С отложенными моренами связан холмисто-западин-ный рельеф днищ речных и озерных котловин.
Морфология моренных комплексов хорошо просматривается при анализе дистанционных материалов в озерной котловине Хотон-Хурган. В плане комплекс имеет вид крутых дуг, обращенных выпуклой частью вниз (рис. 4). Северная часть этого комплекса на левом берегу оз. Хотон имеет гетерохронное происхождение и представлена моренами средне - и позднеплейстоценового времени [6]. Наиболее распространенными являются холмисто-западинные морены.
Влияние оледенения определяется не только собственной активной экзара-ционной и аккумулятивной рельефооб-разующей деятельностью, но и изменением условий проявления других экзогенных факторов, а также созданием специфичных обстановок, благоприятных для резкого усиления деятельности некоторых отдельных экзогенных агентов [7]. В целом, процессы выветривания и склоновой денудации прилед-никовых территорий массива Тавын-Богдо-уул характеризуются высокой активностью. На склонах широкое рас-простнение имеют осыпи, обвалы, каменные глетчеры, солюфлюкционные микроформы, занимающие часто более трети склоновой поверхности.
Рис. 3. Ледниковая штриховка скальных пород (на переднем плане, азимут простирания 110°) и эрратические валуны (на заднем плане):
Долина р. Цагаан-ус в устьевой части ее левого притока р. Аршан-гол (Ы 48°49'59", Е 88°08'07").
88°20'0"в. д. 88°40'0"в. д.
88°20'0"в. д. 88°40'0"в. д
Рис. 4. Грядовый морено-конечный комплекс озерной котловины Хотон-Хурган
В долине р. Цагаан-ус на склоне один из крупных приледниковых ка-
юго-восточной экспозиции расположен менных глетчеров горного массива
Тавын-Богдо-уул. Площадь всего комплекса, состоящего из деградирующего ледника, морен и каменного глетчера, составляет около 2,5 км , из них площадь собственно каменного глетчера -1,2 км2. Общая длина комплекса - около 4,5 км при протяженности каменного глетчера почти 3 км. Высота фронта, расположенного на абсолютной высоте около 2360 м, в среднем составляет 2025 м [9]. На поверхности глетчера отмечаются многочисленные дугообразные валы и ложбины, а также продольные борозды раздела, что косвенно свидетельствует о его активности (рис. 5). На абсолютной высоте около 2500 м расположен уступ с незадернованной активной осыпью.
Проявления тектонического/ сейсмо-генного рельефа в районе массива Тавын-Богдо-уул
Формирование современной поверхности массива Тавын-Богдо-уул происходит в условиях сводовых деформаций и напряжений, характерных для участков сопряжения тектонических структур [6, 12]. В региональном плане горный массив Тавын-Богдо-уул харак-
теризуется высокой тектонической и сейсмической активностью, отразившейся в образовании не только мор-фоструктуры территории, но и морфос-кульптурных ее особенностей.
Тектонические подвижки, деформируя выровненную поверхность, приводят к появлению специфических тектонических форм, морфологическая выраженность которых определяется порядком (размером) и приуроченностью к различным участкам тектонической зоны. Можно говорить о выделении трех порядков тектонических форм рельефа.
Формы 1-го порядка - крупные линейные депрессии (протяжённостью свыше 300 км), секущие или разделяющие крупные орографические единицы (хребты) в пределах зон крупных магистральных тектонических разломов, образованных в неоген-четвертичное время. В рельефе они ограничивают элементы морфоструктуры. Тектонические формы 11-го порядка - линейные долины (протяжённостью до 300 км) на участках разломных тектонических зон - ответвлений магистральных зон, проявляющих в голоцене сейсмическую активность.
Рис. 5. Каменный глетчер в долине р. Цагаан-ус:
а - положение каменного глетчера по [9]; б - план каменного глетчера, составлен на основе космического снимка с использованием сервиса Google Earth.
б
а
Формы, возникающие в результате сейсмических движений, называются сейсмогенными, проявляются на мезо- и микроуровне и распространены гораздо более локально. Формы Ш-го порядка -конкретные образования и их комплексы микроуровня на склонах и водоразделах. Они представлены сейсмогенны-ми первичными деформациями: первичными (зияющие трещины, тектонические уступы - эскарпы) и сейсмогра-витационными (обвалы, оползни и др.). Этот порядок могут иметь также участки склонов треугольной формы - фасеты. Надо отметить, что разделение отдельных форм на разные порядки условное, поскольку, некоторые фасеты, обвалы или оползни по своим размерам могут иметь как 1-ый, так 11-ой порядок.
Наиболее ярко в условиях широкого развития ледникового рельефа горного массива является проявление тектонических форм П-го порядка - линейных долин, предопределяющих троговые долины. Все крупные линейные понижения (котловина озер Хотон-Хурган,
долина р. Цагаан-ус и др.) - троги -представляют собой тектонические гра-бенообразные структуры, склоны и днища которых обработаны при движении ледников.
В морфоскульптуре склонов речных долин и озерных котловин Тавын-Богдо-уул широко встречаются разновозрастные тектонические фасеты. При анализе выявлено, как минимум три их типа: простой, усложненный эродированный и сложный (рис. 6). Простой тип характеризуется относительной молодостью, т. е. отсутствием следов проработки денудационными процессами на резких склонах. Для усложненного типа - форма эродирована денудационными процессами и, соответственно, по отношению к образованиям простого типа является более старой. Сложный тип фасета обладает свойствами фракталь-ности, что проявляется в самоповторяемости фасетов в разном масштабе. Эти формы по отношению к простым также являются более древними.
Рис. 6. Тектонические фасеты:
а - простой и усложненный эродированный, б - сложный. Юго-западный склон озерной котловины Хотон-Хурган N 48 °38 '43 " Е 088 °17 '09 "".
Рис. 7. Зияющие трещины с Аз. 60°. Левый склон котловины Хотон-Хурган:
а - и-образного, б - ящикообразного профиля.
Широко встречаемыми элементами поверхности склонов и водоразделов речных долин и озерных котловин горного массива являются зияющие трещины, морфология и ориентировка которых зависит от приуроченности к тектоническим структурам различного простирания.
В озерной котловине Хотон-Хурган северо-западного простирания (магистрального тектонического направления для Алтайской горной страны) форма сопоставимых по размерам одиночных зияющих трещин изменяется на разных гипсометрических уровнях склона долины (относительно днища озерной котловины). Зияющие трещины высокого гипсометрического уровня имеют И-образный профиль (рис. 7а). На более низком уровне отмечены формы, характеризуемые большей зрелостью - зияющие трещины - тектонические долины с ящикообразным профилем (рис. 7б). При проведении полевых работ в озерной котловине У-образные трещины не были отмечены.
Долины с ящикообразным профилем, как правило, заполнены различными по генезису осадками. Литологиче-ская колонка в пределах одной такой долины на левобережье озерной котло-
вины Хотон-Хурган включает следующие слои (сверху вниз):
- 0,0-16,0 см - супесь бурого цвета с примесью песка, гравия (1 %) и корней;
- 16,0-31,0 см - супесь бурого цвета с примесью гравия (до 5-10 %) и корней, рыхлой текстуры; контакт с нижним слоем ровный, согласный;
- 31,0-58,0 см - супесь с примесью лёссового материала темно-белесого цвета, рыхлой текстуры; контакт с нижним слоем неровный в полосе 5 см;
- 58,0-65,0 см - супесь с примесью лёссового материала темно-белесого цвета макропористой текстуры; слабо проявлена столбчатая отдельность, основная масса карбонатизирована.
- 65,0-86,0 см - лёссовидные суглинки с супесчаным материалом палевого цвета, макропористой текстуры; контакт с нижним слоем ровный, согласный;
- 86,0-121,0 см - песок светло-белесый мелкозернистой структуры, рыхлой текстуры; контакт с нижним слоем ровный, согласный;
- 121,0-138,0 см - песок сизый мелкозернистой структуры с линзочками алеврита, рыхлой текстуры; контакт с нижним слоем ровный, согласный;
- 138,0-160,0 см - супесь бурая макропористой текстуры;
- 160,0 см - обломки хлоритовых сланцев преобладающей щебнистой размерности (1 -5 см).
Таким образом, в основании геологического разреза долины залегают де-лювиально-коллювиальные обломки, снесенные с ближнего склона. В строении всего разреза принимает участие эоловый и флювиогляциальный материал, который в верхней части был проработан в зоне гипергенеза. Характерным является представленность в относительно маломощном разрезе лёссовых разновидностей разного генезиса: эолового и почвенно-элювиального.
Морфология и степень обработки ледником зияющих трещин, положение их непосредственно на площади развития позднеплейстоценовых морен позволяет говорить о возрасте этих форм, как предшествующем позднеплейстоце-новому оледенению. Все элементы ящикообразных долин имеют сглаженный вид и испытали ледниковую и флювиальную обработку. В морфологии и-образных трещин на этой же площади отмечены угловатые элементы, несгла-женные ледником, что говорит об их постледниковом (голоценовом) возрасте.
Влияние тектонических движений на формирование поверхности также нашло свое отражение также в пределах субширотной зоны долины р. Шетк-Ойгор-гол морфоскульптуре коренных склонов [13]. Плановая форма зияющих трещин определяется в зависимости от кинематики отдельных участков тектонической структуры: для трещин отрыва, формирующихся в условиях локального растяжения - форма зигзагообразная, для трещин скола, образованных при сжатии - прямолинейная.
Судя по морфологическим и мор-фометрическим параметрам все зияющие трещины левого и правого склона сингенетичны и синхронны. Они имеют приблизительно один возраст образования (стадия У-И-образного профиля, т. е. более молодые по сравнению с
трещинами котловины озер Хотон-Хурган) и длины одного порядка.
Зияющие трещины на правом берегу представлены субширотными трещинами отрыва с азимутом простирания (Аз. прост.) 280°, возникшие на участке локального растяжения субширотного тектонического разрыва, сопровождаемого тектоническим расседанием склонов с отсечением отрога, обращенного к речной долине от основного склона. В плане они имеют вид линейной заметной дуги выпуклой в сторону реки. Длина трещин достигает 4,8 км. Восточное окончание одной из самых крупных зияющих трещин, прослеживаемой по простиранию, закрыто древним оползневым телом и фиксируется глубоким оврагом.
Зияющие трещины левого склона долины р. Шетк-Ойгор-гол ориентированы на СЗ (здесь и далее: СЗ - северо-запад, СВ - северо-восток, ЗВ - запад-восток, ЮЗ - юго-запад) (Аз. прост. 310°) секуще по отношению к склону и имеют падение на СВ. По форме - это типичные трещины отрыва с неровным, зигзагообразным рисунком в плане и крутыми почти вертикальными стенками (высотой до 10-15 м и шириной 515 м). Часть оперяющих их трещин, расположенных в средней части склонов, ориентирована субширотно согласно с ориентировкой основной тектонической структуры. Другая часть, приуроченная к подножию склонов, развилась вдоль поверхности рассланцевания слагающих склон хлоритовых сланцев (Аз. падения 290°, угол 70°). Длина трещин левого склона достигает 550 м, ширина отдельных рвов 4-6 м, увеличиваясь в устьевых частях и на участках сопряжения с субширотными деформациями. Глубина зависит от положения трещины на склоне и не превышает 20 м.
На днище одной такой СЗ трещины вскрыт разрез выполняющих ее склоновых образований (К 49°19'40,7", Е 088°25'12,4"). Верхняя часть разреза,
мощностью 10-20 см, сложена свежей осыпью игольчатых хлоритовых сланцев крупноглыбового и щебнистого размера. Второй слой, мощностью 2025 см, состоит из мелкого щебня (размером 1-2 см). Третий - мощностью 2530 см - представлен более крупным щебнем размером 2-5 см. Обломки сланцев второго и третьего слоев слабо сцементированы серым палевым суглинком, ориентированы по касательной в направлении от стенок рва вниз по склону. Четвертый слой - несортированные несцементированные глыбы размером до 2 м в диаметре, завалившие субвертикальный провал. Глубина последнего оценивается не менее чем 3 м.
В геологическом разрезе днища трещины отражено два сейсмических события. Первое землетрясение привело к образованию (обновлению) зияющей трещины, которая затем под воздействием денудационных процессов в сейсмически спокойной обстановке заполнилась материалом, поступающим со склонов, формируя стратиграфический разрез, в котором размеры обломков уменьшаются в направлении снизу вверх. Новый сейсмический толчок (произошел, судя по близ расположенному оползню, в 2003 г.) привел к сносу более крупнообломочного материала.
Названные северо-западные тектонические швы пересекают субширотные (параллельные склону) эскарпы - ступени, которые по отдельным фрагментам обнаруживают морфологическое сходство с трещинами отседания правого берега и представляют собой, видимо, более ранние возрастные генерации подобных деформаций. Поверхность их, как правило, более выровнена, стенки, так характерные для молодых образований, разрушены.
О голоценовом возрасте зияющих трещин можно судить по косвенным признакам. Стенки их, в отличие от других поверхностей склона не имеют ледниковой полировки. Наличие пустот во вскрытом после последнего земле-
трясения разреза, говорит также о не полном уплотнении, характерном об относительно молодом (не более 2 тыс. лет) возрасте коррелятных отложений, выполняющих днище трещин.
На участках структурных узлов пересечения тектонических разломов комплексы трещин формируют особую структуру склонов - «черепаховую», в пределах которой пересекаются трещины трех направлений, ориентированы на СЗ (Аз. 310-320°), ЗВ (Аз. 270°) и СВ (Аз. 60°) (в озерной котловине Хотон-Хурган). Эти направления соответствуют основным элементам современной тектонической структуры территории. Подобная «черепаховая» структура отмечена в устьевой части левого притока Цагаан-ус-гол - р. Аршан-гол - у юго-восточного подножия горы Шовгор (3025 м). Комплекс зияющих трещин здесь ориентирован на СЗ (Аз. 350°), ЮЗ (Аз. 310°) и СВ (30°).
Кроме фасетов, эскарпов и зияющих трещин в формирование морфоскульп-туры высокогорного массива принимает участие еще один важный элемент -сейсмогравитационные обвалы и оползни, пространственное распределение которых определяется приуроченностью к активизированным участкам тектонических разломов.
Сейсмогенный обвал, расположенный на антецендентном участке в устьевой части р. Аршан-гол, имеет ширину около 400-450 м и примерно такую же длину, т.е. носит фронтальный характер. В строении аккумулятивного тела участвуют как минимум две возрастные генерации. Относительно небольшой объем его определяется малым количеством материала, подготовленного к денудации после «работы» последнего ледника и невысокой энергией склонов.
Южная и северная граница обвала очень резкие, фронтальная часть аккумулятивного тела погружена в озеро у подножия горы. Тыловой шов имеет прерывистый, «западинный» характер. Микрорельеф обвального тела бугри-
стый. Крупноглыбовый материал, слагающий аккумулятивное тело, не сцементирован. На выположенных уступах отмечается зарастание молодыми лиственницами и кустарником. Продольный профиль - ступенчатый. Форма в плане к краевой части имеет следы течения, что позволяет говорить о продолжающемся движении языка отвала после его падения и отнести тело к смешанному типу с каменным глетчером. О возрасте обвала можно судить по косвенным признакам. На границе растет несколько старых лиственниц, одинаково обломанных, по всей видимости, в момент схода обвала. Одна из них, диаметром 160 см в нижней части и 140 см - в месте резкого сужения ее ствола, т. е. на месте резкого изменения условий, возможно связанных с сейсмическим событием. Возраст, когда лиственница была сломана, согласно изменению ее диаметра, по аналогии с образцами с российской части Алтая, можно предварительно оценить в 250-300 лет. Возможное сейсмическое событие, которое сопровождалось сходом обвала и деформацией дерево, произошло 250-300 лет назад. Другой небольшой фронтальный обвал - каменный глетчер шириной около 400 м отмечен в долине Цагаан-ус выше ответвления на перевал Хара-Салогийн-Даба (на водоразделе с бассейном Цагаан-гол).
Таким образом, обвалы, выявленные в долине р. Цагаан-ус, можно отнести к категории сейсмогенных обвалов - каменных глетчеров. По соотношению длины и ширины аккумулятивных тел они являются фронтальными и отличаются текущим «гофрированным» характером поверхности, определяемым положением их в приледниковой зоне.
В северной части исследуемой территории горного массива - в долине р. Их-Ойгорын-гол - строение склона левого берега определяет серия небольших обвалов. Относительно малые объемы аккумулятивных тел и отсутствие на склонах заколов каменного материа-
ла, готового к транспортировке, объясняется высокими скоростями роста окружающих речную долину хребтов, которые не успевают компенсироваться процессами выветривания и денудации. Одно из обвальных тел, высотой около 30 м и длиной 100 м, залегает на выровненной поверхности делювиально-пролювиального шлейфа и перекрыто маломощным слоем осыпей. В составе обломков, слагающих аккумулятивное тело обвала, отмечается преобладание мелкообломочного лимонитизирован-ного материала коры выветривания, отсутствующего на склонах.
Сейсмогенный оползень был закар-тирован на склоне правого берега р. Шетк-Ойгорын-гол на линейном СЗ продолжении зоны развития зияющих трещин, описанной выше. Молодой оползень, выявленный сразу после его схода в 2003 г., вложен в тело более древнего. Он преобразовал склон речной долины, сложенный рыхлыми озер-но-ледниковыми отложениями (переслаивание горизонтов ленточных глин и мелких галечников). Оползневой цирк имеет длину 250-300 м (древний оползень, в который он вложен, на порядок больше). Объем деляпсия оценивается приблизительно в 200 тыс. м3. В целом, оползни имеют значительно меньшее распространение по сравнению с обвалами.
Основные выводы
Наличие современного оледенения, сложный генезис определили морфологическое разнообразие поверхности юго-восточного макросклона трансграничного горного массива Тавын-Богдо-уул. Выявлено, что в формировании поверхности высокогорных территорий изучаемого массива наряду с нивально-гляциальными процессами большую роль играют тектонические и сейсмо-генные. Молодые тектонические и сей-смогенные мезо- и микроформы (зияющие трещины, фасеты, эскарпы, обвалы и оползни) играют активную роль в
формировании не только морфострук- витие в перигляциальной зоне специфи-
туры, но и определяют морфоскульп- ческих форм подножий склонов - фрон-
турные особенности территории. тальных сейсмогенных обвалов - ка-
Особенностью высокогорья массива менных глетчеров и небольшое -
Тавын-Богдо-уу является широкое раз- оползней.
Список литературы
1. Сапожников В.В. Монгольский Алтай в истоках Иртыша и Кобдо. - Томск, 1911.
- 408 с.
2. Сапожников В.В. По Русскому и Монгольскому Алтаю. - М., 1949. - 579 с.
3. Тронов Б.В. Каталог ледников Алтая // Изв. РГО. - 1925. - Т. 57. - Вып. 2. -С. 107-159.
4. Тронов М.В. Очерки оледенения Алтая. - М.: Географгиз, 1949. - 375 с.
5. Дашзэвэг Ч. Основные морфоструктурные и морфогенетические типы поверхности территории Монгольского Алтая // Природные условия и ресурсы Западной Монголии и сопредельных регионов: тезисы докл. VII междунар. научн. конф. - Кызыл, 2005.
- Том 2. - С. 170-172.
6. Монгольская Народная Республика. Национальный атлас. - УБ - М., 1990. - 144 с.
7. Рельеф Алтае-Саянской горной области / Чернов Г.А., Вдовин В.В., Окишев П.А. и др. - Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1988. - 206 с.
8. Галахов В.П., Редькин А.Г. Современное и древнее оледенение горного узла Табын-Богдо-Ола // География и природопользование Сибири. - 2001. - Вып. 4. - С. 153-174.
9. Сыромятина М.В., Курочкин Ю.Н., Чистяков К.В., Аюурзана Ч. Современное состояние и изменения ледников горного массива Табын-Богдо-Ола (Монголия) // Лед и Снег. - 2014. - 54(3). - С. 31-38.
10. Михайлов Н.Н., Останин О.В. Ледники Южного и Монгольского Алтая и их изменения в ХХ в. // География и природопользование Сибири. - 2002. - Вып. 5. - С. 3-20.
11. Геологическая деятельность ледников. [Электронный ресурс]. - URL: http://www.studfiles.ru/preview/1764867.
12. Уфимцев Г.Ф. Сводово-глыбовый или гобийский новейший орогенез // Литосфера. - 2008. - № 3. - С. 14-25.
13. Платонова С.Г. Сейсмодеформации Монгольского Алтая // Рельеф и природопользование предгорных и низкогорных территорий: матер. междунар. научно-практ. конф. (Барнаул, 3-7 октября 2005 г.). - Барнаул: Изд-во Алт. ун-та. - 2005. - С. 267-270.
References
1. Sapozhnikov V.V. Mongolsky Altay v istokakh Irtysha i Kobdo. - Tomsk, 1911. -408 s.
2. Sapozhnikov V.V. Po Russkomu i Mongolskomu Altayu. - M., 1949. - 579 s.
3. Tronov B.V. Katalog lednikov Altaya // Izv. RGO. - 1925. - T. 57. - Vyp. 2. - S. 107-159.
4. Tronov M.V. Ocherki oledeneniya Altaya. - M.: Geografgiz, 1949. - 375 s.
5. Dashzeveg Ch. Osnovnye morfostrukturnye i morfogeneticheskiye tipy poverkhnosti ter-ritorii Mongolskogo Altaya // Prirodnye usloviya i resursy Zapadnoy Mongolii i sopredelnykh regionov: tezisy dokl. VII mezhdunar. nauchn. konf. - Kyzyl, 2005. - Tom 2. - S. 170-172.
6. Mongolskaya Narodnaya Respublika. Natsionalny atlas. - UB - M., 1990. - 144 s.
7. Relyef Altaye-Sayanskoy gornoy oblasti / Chernov G.A., Vdovin V.V., Okishev P.A. i dr. - Novosibirsk: Nauka, Sib. otd-niye, 1988. - 206 s.
8. Galakhov V.P., Redkin A.G. Sovremennoye i drevneye oledeneniye gornogo uzla Tabyn-Bogdo-Ola // Geografiya i prirodopolzovaniye Sibiri. - 2001. - Vyp. 4. - S. 153-174.
H3eecmuH AO PW. 2018. № 1 (48)
9. Syromyatina M.V., Kurochkin Yu.N., Chistyakov K.V., Ayuurzana Ch. Sovremennoye sostoyaniye i izmeneniya lednikov gornogo massiva Tabyn-Bogdo-Ola (Mongoliya) // Led i Sneg. - 2014. - 54(3). - S. 31-38.
10. Mikhaylov N.N., Ostanin O.V. Ledniki Yuzhnogo i Mongolskogo Altaya i ikh izmeneniya v KhKh v. // Geografiya i prirodopolzovaniye Sibiri. - 2002. - Vyp. 5. - S. 3-20.
11. Geologicheskaya deyatelnost lednikov. [Elektronny resurs]. - URL: http://www.studfiles.ru/preview/1764867.
12. Ufimtsev G.F. Svodovo-glybovy ili gobysky noveyshy orogenez // Litosfera. - 2008. - № 3. - S. 14-25.
13. Platonova S.G. Seysmodeformatsii Mongolskogo Altaya // Relyef i prirodopolzovani-ye predgornykh i nizkogornykh territory: mater. mezhdunar. nauchno-prakt. konf. (Barnaul, 3-7 oktyabrya 2005 g.). - Barnaul: Izd-vo Alt. un-ta. - 2005. - S. 267-270.
MORPHOSCULPTURE OF SOUTH-EASTERN MACROSLOPE
OF TRANSBOUNDARY TAVAN BOGD MOUNTAINS
1 2 S.G. Platonova , Ch. Lhagvasuren
institute for Water and Environmental Problems SB RAS, Barnaul, E-mail: [email protected] 2Khovduniversity, Khovd (Mongolia), E-mail: [email protected]
The peculiarities of development of the southern macroslope relief of the transboundary Tavan Bogd Mountains are studied. Morphological diversity of the modern relief determined the modern glaciation and complex genesis of the territory. The role of glaciation as well as the current tectonic movements in the formation of morphosculpture is defined.
Key words: morphosculpture, glacial relief, tectonic forms, Tavan Bogd Mountains.
Received March 10, 2018
