Determining the age of the megaflood event in the biya river valley (Altai) through the study of high terrace deposits near Karabinka village

Толық мәтін

ВВЕДЕНИЕ

В магистральных речных долинах Горного Алтая (Катунь, Бия) и р. Обь на Предалтайской равнине (рис. 1) широко развиты комплексы террас. Генезис и возраст самих террас, равно как и слагающих их толщ, являются предметом многолетней дискуссии.

Различными исследователями в долине Верхней Оби выделялось от IV до V надпойменных террас (Москвитин, 1960; Щукина, 1960; Адаменко, 1967; Архипов, 1971). Были предприняты попытки увязать уровни надпойменных террас Оби с таковыми в пределах долин Катуни (Рагозин, 1948) и Бии (Живаго, 1949). В составе отложений террасового комплекса были выделены осадки, соответствующие ледниковым и межледниковым горизонтам Горного Алтая (Щукина, 1960), западно-сибирской и альпийской геохронологических шкал (Малолетко, 1972; Адаменко, 1974). К примеру, при проведении среднемасштабных геолого-съемочных работ был выделен комплекс из пяти надпойменных террас (Адаменко, 1974). Отложения V, бийской (60–80 м), надпойменной террасы были разделены на средненеоплейстоценовые монастырскую и большереченскую свиты, отложения остальных террас отнесены к позднему неоплейстоцену. В свою очередь, А.М. Малолетко (1972) соотнес возраст отложений террас с подразделениями западно-сибирской геохронологической шкалы. В координатах морских изотопных стадий (МИС) его представления выглядят следующими образом: отложения V террасы соответствуют МИС 5, IV – МИС 4, III – МИС 3, II и I – МИС 2.

С.А. Архипов (1971) придерживался мнения о присутствии в пределах Верхней Оби четырех надпойменных террас, каждая из которых имеет двучленное строение. Верхний ярус сложен “холодным”, перигляциальным аллювием, нижний – отложениями “теплого”, межледникового аллювия. Климатическую природу террас (IV и III) он увязывал с оледенениями среднего (МИС 8) и верхнего (МИС 4) неоплейстоцена (II и I террасы). Позднее, он отнес отложения всех четырех террас к эпохе оледенения МИС 2 (Архипов, 1973).

В.А. Панычев (1979), в свою очередь, считал, что в магистральных долинах рек Предалтайской равнины и Горного Алтая присутствует две цикловые террасы. Аллювий более древней террасы сформировался в результате межледниково-ледникового цикла средненеоплейстоценовой седиментации (“теплый” и “перигляциальный” аллювий соответственно). Нечетко выраженные уровни IV (бийской), V и VI террас, по его мнению, представляют собой эрозионные или эрозионно-аккумулятивные уровни, выработанные в перигляциальных отложениях, которые коррелируются с террасами долин Катуни (высокие террасы) и Бии, вырезанными по флювиогляциальным отложениям с увеличением количества террасовидных уровней. В средненеоплейстоценовую толщу вложен аналогично устроенный поздненеоплейстоценовый аллювий, по которому вырезаны позднеледниковые эрозионно-аккумулятивные поверхности, рассматриваемые в качестве I–III террас. В долинах Бии и Катуни количество таких уровней, сформированных по флювиогляциальным отложениям, возрастает. В пределах последней они соответствуют средним и низким террасам.

Принципиально иную трактовку получил генезис и возраст террас региона с появлением концепции гигантских гляциальных паводков (Бутвиловский, 1985, 1993). Высокие и средние террасы Катуни стали интерпретироваться как эрозионные, вырезанные по суперпаводковым отложениям ининской и сальджарской толщ, либо, частично, как прирусловые бары гигантского водного потока (Парначев, 1999; Зольников, 2008; Деев и др., 2015; Зольников и др., 2015; Carling et al., 2002; 2009; Deev et al., 2019). Ключевыми вопросами, касающимися геологии суперпаводковых отложений, являются их количество и возраст. Ряд исследователей разделяет точку зрения, что серии суперпаводковых событий происходили во время МИС 2–3 (Бутвиловский, 1993; Carling et al., 2002; 2009; Reuther et al., 2006) и даже в голоцене (Рудой, Земцов, 2010). Согласно другим авторам (Зольников и др., 2016; Панин и др., 2021; Deev et al., 2019), основные суперпаводковые события закончились в Горном Алтае до рубежа 80–90 тыс. л. н., более поздние паводки, связанные с прорывами разнотипных озерных подпруд, были менее полноводными.

И.Д. Зольников (2009), коррелируя суперпаводковые события в долинах Катуни и Оби пришел к выводу, что седиментационные циклы высоких III–V террас Оби начинаются не с аллювия межледниковий, а с отложений гляциальных суперпаводков, представленных монастырской и бийской толщами, которые коррелируются соответственно с ининской, слагающей цоколь высоких эрозионных террас, и сальджарской, формирующей цоколь средних эрозионных террас Катуни. Их перекрывают делювиально-пролювиальные шлейфы и субаэральный лёссово-почвенный комплекс. Пески, перекрывающие уровни I–IV нпт, имеют эоловый генезис. Собственно, речная аккумуляция в долине Оби не превышала уровень II террасы.

Следы гляциальных мегапаводков были обнаружены и в пределах долины Бии (Барышников, 1976, 1992), а возможный возраст гигантского селевого потока оценен в 37.5 тыс. л. н. (Baryshnikov et al., 2016). Присутствие отложений гигантского гляциального паводка в основании разреза V (бийской) террасы было показано Г.Г. Русановым (2007).

Таким образом, до сих пор остаются нерешенными вопросы возраста генезиса отложений, слагающих террасы в зоне сочленения Горного Алтая и Предалтайской равнины. В этой работе мы попытались решить эти вопросы на примере отложений бийской террасы.

ГЕОЛОГИЯ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ

 

Рис. 1. Обзорная карта района исследований. В качестве подложки использована карта из https://yandex.ru/maps

Fig. 1. Overview map of the study area based on https://yandex.ru/maps

 

Рассматриваемый район находится на стыке Предалтайской равнины, Горного Алтая, южных отрогов Салаира и расположенного восточней хребта Бийская грива (рис. 1). Согласно данным геологической съемки (Бабин и др., 2007; Государственная… 2007; Федак и др., 2018; Русанов, Карабицина, 2018; Русанов, Колпакова, 2021) в восточной части рассматриваемой территории под покровом лёссоидов еловской свиты (четвертая ступень верхнего звена неоплейстоцена – первая половина голоцена) мощностью до 20 м широко развиты верхненеопротерозойско-палеозойские осадочные, вулканогенно-осадочные магматические и метаморфические комплексы (рис. 2). На них наложена Неня-Чумышская впадина, выполненная нижнеюрскими терригенными угленосными и меловыми терригенными породами мощностью до 1500 м.

 

Рис. 2. Геологическое строение района исследований со снятыми четвертичными отложениями в пределах Салаира, Бийской гривы и Неня-Чумышской впадины; выполнена на основе (Государственная… 2007), с учетом (Русанов, Карабицина, 2018; Русанов, Колпакова, 2021) и авторскими изменениями.

Fig. 2. Geology of the study area in Salair, the Biya Range and the Nenya-Chumysh Depression without Quaternary deposits modified after (Babin, 2007; Rusanov, Karabitsina, 2018; Rusanov, Kolpakova, 2021).

 

Во впадине и в зоне ее сочленения с долиной р. Бии также присутствуют отдельные поля развития нижненеогеновых терригенных отложений. В составе комплекса четвертичных отложений обособляются: верхнеэоплейстоцен-верхненеоплейстоценовая обь-чумышская серия – толща нерасчлененных аллювиальных, озерно-аллювиальных, озерных, озерно-болотных, лёссовых, эоловых, делювиально-пролювиальных отложений мощностью 100–200 м, нижне-средненеоплейстоценовая краснодубровская свита, состоящая из переслаивания лёссов, лёссовидных суглинков и супесей и пролювиальных глин мощностью до первых десятков метров, а также средненеоплейстоцен-голоценовые отложения пойм рек Бии, Катуни и Оби и их пяти надпойменных террас мощностью до 120 м. Отложения интересующей нас V (бийской террасы) высотой около 60–80 м датированы второй частью среднего звена – первой ступенью верхнего звена неоплейстоцена.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Оплывшая стенка строительного карьера у с. Карабинка изучена в зачистках. В стенках зачисток обособлены слои с учетом цвета, гранулометрии, слоистости, специфики минерального состава, отдельности отложений. Для обломков псефитовой размерности определялись степень окатанности и петрографический состав. Измерены мощности слоев, выявлены постседиментационные деформации. Минералогический анализ шлихов песков выполнен в Центральной аналитической лаборатории ФГБУ “Институт Карпинского” (Санкт-Петербург).

 

Рис. 3. Фрагмент стенки заброшенного карьера, вскрывшего бийскую террасу около с. Карабинка.

Fig. 3. Wall fragment of an abandoned quarry that exposed the Biya terrace near Karabinka village.

 

Определения остатков млекопитающих выполнены А.В. Шпанским. Радиоуглеродное датирование двух костных фрагментов выполнено методом ускорительной масс-пектрометрии в ЦКП Лаборатория радиоуглеродного датирования и электронной микроскопии ИГ РАН (Москва) и в AMS лаборатории Аризонского университета (США). Калибровка возрастов проведена с использованием программы OxCal 4.4 (https://c14.arch.ox.ac.uk/oxcal.html) и калибровочной кривой IntCal20 (Reimer et al., 2020).

OSL-датирование трех образцов песков выполнено в лаборатории оптически стимулированной люминесценции ФГБУ “Институт Карпинского”. Трубы с образцами песков диаметром 5 см и длиной 30 см вскрывались в помещении с красным светодиодным освещением. После мокрого просеивания образцы были выдержаны в 10% HCl в течение 20 мин, 10% H₂O₂ – 120 мин и в 10% HF – 15 мин. После чего зерна кварца были выделены с помощью сепарирования в тяжелой жидкости, плотностью 2.58 г/см³ и выдержаны в 38% HF 70 минут и еще 40 минут в 10% HCl. Для определения палеодозы высушенные образцы были измерены на автоматизированной системе ТЛ/OSL-датирования Risø TL/OSL Reader DA-20 C/D с источником Sr90/Y90 (мощность дозы 0.0908 Гр/с) с использованием стандартного SAR-протокола (Murray, Wintle, 2003). Измерения современной активности радионуклидов рядов ²³⁸U, ²²⁶Ra, ²³²Th и ⁴⁰K были выполнены на сверхнизкофоновом спектрометре гамма-излучения на основе кристалла из чистого германия CANBERRA BE3825. Перед измерением образцы были загерметизированы воском и выдержаны в течение как минимум 23 дней для установления радиоактивного равновесия ²²⁶Ra с продуктами его распада. Мощности дозы были рассчитаны стандартным способом (Durcan et al., 2015).

ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Карабинский разрез. На выходе из Неня-Чумышской впадины в долину р. Бии (рис. 2), в правом борту долины реки Неня, у с. Карабинка, в расчистках изучена стенка карьера (рис. 3) высотой 17 м (52.692543° с.ш.; 86.230650° в.д.). Сверху вниз исследованный разрез вскрытой мощностью 16.7 м представлен следующим набором слоев (рис. 4).

 

Рис. 4. Литологическая колонка Карабинского разреза. На врезках показаны места отбора проб на OSL-датирование.

Fig. 4. Lithological chart of the Karabinka section. Insets show sampling locations for OSL dating.

 

Слой 1. Алевриты глинистые (суглинки пылеватые) белесого цвета неслоистые карбонатизированные плотные пористые лёссовидные со столбчатой отдельностью. В нижней части на глубине 1 м обнаружены плечевая и большая берцовая кости суслика Spermophilus sp. Их сохранность предполагает поздненеоплейстоцен-голоценовый возраст. Мощность 1.5 м.

Слой 2. Глины алевритистые (суглинки пылеватые) светло-серые с желтым оттенком, неслоистые плотные карбонатизированные пористые лёссовидные со столбчатой отдельностью. В нижней части присутствуют крепкие карбонатные конкреции различной формы размером от 1 до 5 см. В средней части слоя выделяется слабовыраженный прослой погребенной почвы буровато-серого цвета мощностью до 40 см. Мощность 5.0 м.

Слой 3. Глины алевритистые (суглинки пылеватые) буровато-желтые неслоистые лёссовидные. В слое обнаружены левая большая берцовая кость суслика Spermophilus sp., фрагмент ребра мамонта Mammuthus sp. и фрагмент большой берцовой кости бизона Bison sp. Сохранность остатков позволяет соотнести их со средним – поздним неоплейстоценом. Мощность 3.0 м.

Слой 4. Глины песчанистые темно-бурые неслоистые очень плотные с многочисленными черными пятнами гидроокислов марганца. Мощность 1.0 м.

Слой 5. Субгоризонтальное переслаивание глинистых песков буровато-коричневых среднезернистых и гравийных песков желтовато-серых крупнозернистых. Гравий диаметром до 3 мм хорошо окатан, представлен кварцем. Толщина прослоев от 1 до 10 см. Внутри этих прослоев видна тонкая (первые мм) горизонтальная параллельная слойчатость. Верхнюю часть слоя разбивает морозобойный (?) субвертикальный клин длиной 70 см и шириной в верхней части 15 см, заполненный темно-бурой песчанистой глиной слоя 4. В верхней части слоя, до глубины 1,2 м, наблюдаются многочисленные черные пятна гидроокислов марганца. Иногда кровля прослоев пропитана черными окислами марганца, образуя протяженные полосы толщиной до 1.5 см. В интервале 1–2 м от кровли наблюдаются многочисленные деформации отложений в виде складок и полого наклонных трещин толщиной 1–2 см, заполненных буровато-коричневыми глинистыми песками. Мощность слоя 2.2 м.

Слой 6. Пески мелко-среднезернистые светло-серые тонкогоризонтальнослоистые, хорошо промытые рыхлые и сыпучие. Встречаются тонкие (1–2 см) слойки гравийного грубозернистого песка. Гравий диаметром до 3 мм хорошо окатан, представлен кварцем и зелеными терригенными породами. Видимая мощность 4.0 м.

Таким образом, в разрезе выделяются две толщи: флювиальная (слои 5 и 6) и субаэральная (слои 1–4).

По результатам минералогического анализа шлихов, отобранных из песков слоя 6, доминируют минералы высокоустойчивые и промежуточные к длительной транспортировке: магнетит (51.4%), ильменит (22.7%), эпидот (11.2%), мартит (9.4%), альмандин, (2.3%), амфибол (1.7%). В долях процента присутствуют циркон (0.7%), апатит (0.3%), лейкоксен (0.3%), встречаются единичные знаки золота. Кроме того, в единичных знаках содержатся киноварь, пирит, муассанит, рутил, анатаз, ставролит, ромбические пироксены, гроссуляр, турмалин и сфен – минералы не характерные для бассейна р. Нени. В легкой фракции доминирует высокоустойчивый кварц (79.0%); в резко подчиненном количестве содержатся плагиоклаз (16.0%) и полевые шпаты (4.0%), а также кальцит (1.0%), являющийся аутигенным.

 

Таблица 1. Результаты OSL-датирования

Table 1. Optically stimulated luminescence (OSL) data

№	№ лаб.	№ полевой	Минерал	Влажность, %	Фракция, мкм	Кол-во навесок	Активность радионуклидов, Бк/кг				Мощность дозы, гр/тыс. л.	Палеодоза, гр	Возраст, тыс. л.
							238U	226Ra	232Th	40K		SAR OSL
1	RGI-0655	5080	Q	12	90-250	8	12±2	12.1±0.3	13.4±0.3	413±19	1.69±0.8	119±7	71±5
2	RGI-0656	5080-1	Q	11	90-250	9	11±2	12.2±0.3	13.5±0.3	415±19	1.63±0.08	75±6	46±4
3	RGI-0651	5080-2	Q	11	90-250	8	14±2	14.4±0.3	16.2±0.3	422±20	1.74±0.09	78±16	42±6
Примечания. Q – кварц; значение влажности принималось за 75% от величины водонасыщения образца.

 

Из слоя 6 отобрано два образца песков, для которых получены следующие OSL-возрасты (рис. 4, табл. 1): в нижней части на глубине 15 м − 71±5 тыс. л. (RGI-0655), на глубине 13 м − 46±4 тыс. л. (RGI-0656). Образец песка из слоя 5, отобранный на глубине 12 м от поверхности, имеет OSL-возраст 42±6 тыс. л. (RGI-0651). Как видно, две из трех датировок 46±4 и 42±6 тыс. л. хорошо согласуются между собой. Существенно более древняя дата в 71±5 тыс. л. может быть связана с неполнотой засветки зерен кварца во время последней транспортировки и должна рассматриваться как максимально возможный нижний возрастной предел отложений слоя 6.

Для костных фрагментов, обнаруженных в слое 3, получены две радиоуглеродные даты (рис. 4, табл. 2). Фрагмент ребра мамонта имеет возраст более 51500 лет (IGANAMS-10045), а фрагмент кости бизона − 43930±310 л. н. (IGANAMS-10046), или 46290±390 кал. л. н. Остатки млекопитающих в субаэральных отложениях слоев 1 и 3 указывают на существование открытых сухих пространств во время их накопления.

 

Таблица 2. Результаты радиоуглеродного датирования

Table 2. Radiocarbon dating results

Лабораторный номер	Место отбора	Образец / материал	Возраст, л. н.	Калиброванный возраст (µ ± σ), л. н.
IGANAMS-10045	Слой 3	Фрагмент ребра мамонта / коллаген	>51 500
IGANAMS-10046	Слой 3	Фрагмент кости бизона / коллаген	43 930±310	46 290±390

 

Результаты радиоуглеродного и OSL-датирования демонстрируют хорошую сходимость. Они показывают, что накопление отложений слоев 5–3 проходило на протяжении временного интервала, соответствующего стадии МИС 3. Присутствие деформаций в кровле слоя 5 может указывать на локальный перерыв в осадконакоплении. Деформации, вероятно, связаны с мерзлотными и солифлюкционными процессами в начале стадии МИС 3 или в холодную подстадию МИС 3b. Слой 2 может соответствовать времени последнего поздненеоплейстоценового оледенения, а слой 1 – первой половине или оптимуму голоцена.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Строение бийской террасы в Карабинском разрезе хорошо коррелируется с ранее изученными разрезами террасы как вверх, так и вниз по течению р. Бии. Выше по долине бийская терраса наиболее полно вскрыта боковой эрозией у правого борта долины Бии (Староажинский разрез, рис. 2), в 3 км выше с. Старая Ажинка (Русанов, 2007). Отсюда и вверх по течению до скалы Большой Камень она прослеживается в виде узкого, плохо выраженного фрагмента. Эрозионный уступ крутой, в верхней и нижней частях субвертикальный. Внизу, подмываемый во время паводков, уступ осыпается и обваливается крупными блоками. Отложения бийской террасы залегают на эродированном палеозойском цоколе высотой до 4 м над урезом реки. Общая высота террасы, как формы рельефа, с учетом цоколя – 64 м. В ее строении выделяются три толщи, отличающиеся по литологии, генезису и возрасту (рис. 5, (а)). Верхняя толща (рис. 5, (а)).

 

Рис. 5. Разрезы бийской террасы выше с. Старая Ажинка, по (Русанов, 2007) с изменениями.
(а) – разрез бийской террасы выше с. Старая Ажинка; (б) – фрагмент обнажения нижней части разреза бийской террасы в 3 км выше с. Старая Ажинка. 1 – покровные суглинки и супеси; 2 – глины; 3 – супеси; 4 – алевриты; 5 – разнозернистые пески; 6 – грубо- и крупнозернистые пески с галькой; 7 – гравийники; 8 – галечники; 9 – валуны и глыбы; 10 – участок развития травертинов; 11 – коренные породы; 12 – ископаемые кости; 13 – места отбора проб на радиоуглеродное определение возраста; 14 – участки зачисток.

Fig. 5. Biya terrace sections upstream of Staraya Azhinka village modified from (Rusanov, 2007).
(а) – the main section; (б) – outcrop fragment in the lower part of the section of the Biya terrace 3 km upstream of Staraya Azhinka village. 1 – aeolian clayey and silty sand; 2 – clay; 3 – silty sand; 4 – silt; 5 – fine to coarse sand; 6 – coarse sand with pebbles; 7 – fine pebble; 8 – pebble; 9 – cobble and boulders; 10 – travertine; 11 – bedrock; 12 – fossil bone; 13 – sampling locations for radiocarbon dating; 14 – stripping area.

 

Староажинского разреза мощностью до 10 м – эоловые желтовато-серые пористые карбонатные лёссовидные супеси и суглинки со столбчатой отдельностью еловской свиты. Они сплошным чехлом различной мощности покрывают не только все террасы, кроме первой, в долине нижнего течения Бии, но и склоны долин, водоразделы в низкогорно-предгорной части Алтая и в настоящее время датируются четвертой ступенью верхнего звена неоплейстоцена – первой половиной голоцена (Русанов, Колпакова, 2021). В верхней части толщи, на рассматриваемом участке бийской террасы, до глубины 1.2 м собрано большое количество костей млекопитающих, принадлежащих Citellus citellus L., Martes sp., Gulo sp., Equus caballus L., Bos taurus, Alces alces L. Видовой состав и сохранность остатков предполагает позднеголоценовый возраст. Верхнюю толщу Староажинского разреза мы коррелируем со слоями 1 и 2 Карабинского разреза.

Средняя толща Староажинского разреза мощностью 20 м (рис. 5, (а)) состоит из переслаивания буровато-серых алевритов и супесей с прослоями и линзами (0.05–1 м) песков, гравия и гальки. Гравий и галька однообразного состава – кремнистые породы и кварц средне- и плохоокатанные. Слоистость толщи линзовидная, волнистая, в отдельных пачках мелкая косая однонаправленная. В низах толщи обнаружены два неопределимых обломка крупных костей (рис. 5, (б)), по которым Л.А. Орлова определила их радиоуглеродный возраст, составляющий более 45 000 лет (СОАН-4003) (Русанов, 2007).

Строение средней толщи и однообразный состав обломков свидетельствуют, что р. Бия не принимала участия в ее формировании. Это аллювиальные и пролювиальные отложения речек и ручьев, стекавших с севера, с отрогов хребта Бийская Грива (рис. 1), и разгружавшихся в долине Бии. Вероятно, в это время сток Бии был гораздо ниже современного, русло проходило у противоположного (левого) борта долины, ширина которой на данном участке 8 км. Поэтому река не успевала перерабатывать поступающий материал. Резкий неровный эрозионный контакт с подстилающей толщей указывает на перерыв в осадконакоплении и резкую смену условий седиментации.

Несмотря на фациальные различия, среднюю толщу Староажинского разреза мы коррелируем со слоями 3 и 4 Карабинского разреза. В пользу этого говорят: 1) наличие несогласия в основании слоя 4 Карабинского разреза и средней толщи Староажинского разреза; 2) близкие радиоуглеродные возрасты из основания коррелируемых толщ, характеризующие первую половину последнего межледниковья (МИС 3).

Нижняя толща Староажинского разреза (рис. 5) мощностью 30 м состоит из трех пачек, образующих единое по возрасту и генезису, но фациально разнородное тело (Русанов, 2007). Верхняя пачка имеет мощность 14 м. Ее кровля слабо размыта. Пачка представлена ритмичным субгоризонтальным переслаиванием крупно-, средне- и мелкозернистых полимиктовых песков, алевритов серого цвета и буровато-серых песчанистых глин. В последних четко выражена горизонтальная тонкослоистая текстура. Мощность ритмов от первых сантиметров в верхах пачки возрастает до 1–1.5 м в ее основании. Каждый ритм начинается с прослоя песка, чем больше мощность ритма, тем крупнее песок. Пески сменяются прослоями алевритов. Местами в песках и алевритах наблюдается мелкая косая слоистость. Завершается ритм песчанистой глиной. Мощность глинистых прослоев с 2–3 см в низах горизонта уменьшается вверх по разрезу до первых миллиметров. В песчаных прослоях встречаются шарообразные карбонатные конкреции диаметром до 0.5 см или в виде округлых лепешек толщиной в первые миллиметры и диаметром до 10 см.

Средняя пачка нижней толщи (см. рис. 5) мощностью 8 м состоит из серых грубо-крупнозернистых и гравийных полимиктовых песков с редкими гальками размером до 6 см. Галька и гравий пестрого петрографического состава и различной окатанности. Полностью отсутствует материал алевропелитовой фракции.

Нижняя пачка (см. рис. 5) мощностью 5–8 м, залегающая на палеозойском цоколе, представлена грубо-крупнозернистыми, реже мелко-среднезернистыми серыми и желтовато-серыми полимиктовыми песками с рассеянной в них галькой и мелкими валунами, с частыми линзами и линзовидными прослоями гравия, галечника и валунника с глыбами до 1 м. Мощность линз и прослоев от первых десятков сантиметров до 2–3 м, а в эрозионных «карманах» цоколя до 6 м. Текстура крупнослоистая с чередующимися косыми и горизонтальными пачками. Косые пачки имеют наклон как вниз, так и вверх по долине. Дальнеприносной материал представлен хорошо и идеально окатанными гравием, галькой и мелкими валунами разнообразных пород, среди которых часто встречаются гнейсовидные граниты, гнейсы, плагиогнейсы, развитые в верхнем и среднем течении Бии. Местные обломки от дресвяной до глыбовой размерности плохо, либо совсем не окатаны и представлены породами, слагающими цоколь.

 

Рис. 6. Травертины Староажинского разреза. 
(а) – сцементированные карбонатом пески, залегающие на коренных породах палеозоя; (б) – гроздевидные песчано-карбонатные агрегаты; (в) – травертиновые корки, покрывающие поверхности аллювиальных валунов и галек; (г) – друзовые агрегаты кальцита в свободном пространстве между гальками.

Fig. 6. Travertines of the Staraya Azhinka section.
(а) – sand with travertine cement covering Paleozoic bedrock; (б) – grape-like sand-carbonate aggregates; (в) – travertine crusts covering the surfaces of alluvial cobbles and pebbles; (г) – druse aggregates of calcite in free space between pebbles.

 

Отложения низов пачки крепко сцементированы желтовато-серым кальцитовым травертиновым цементом, образуя тела песчаников (рис. 6), гравелитов и конгломератов (рис. 6, (в)) мощностью 0.5–6.0 м и протяженностью от первых метров до 100 м (см. рис. 5, (б); 6). Местами в них наблюдаются пустоты, в которых поверхности галек и валунов покрыты кристаллическими щетками и друзами (рис. 6, (г)) белого кальцита (Русанов, 2007; Русанов и др., 2013). Травертиновый цемент придает отложениям древний облик, что часто вводило исследователей в заблуждение относительно их возраста. Так их рассматривали как морену ранненеоплейстоценового оледенения (Кузьмин, 1929), как юрские конгломераты (Нешумаева, Бессоненко, 1955; Парвицкая, 1948).

Фациальная архитектура и структурно-текстурные признаки отложений нижней толщи позволили соотнести ее формирование с гигантским гляциальным паводком, прокатившимся по долине р. Бии (Русанов, 2007). В свою очередь, мы сопоставляем отложения верхней и средней пачек нижней толщи Староажинского разреза со слоями 5 и 6 Карабинского разреза.

Явное двучленное строение имеют разрезы бийской террасы в районе г. Бийска (рис. 2). В верхней половине 60-метровой террасы залегает субаэральная толща преимущественно навеянного генезиса общей мощностью 26 м, представленная палевыми и светло-коричневыми алевритами, основная часть которых неслоистая. Среди алевритов находятся пять погребенных палеопочв (Зольников и др., 2021). Эта толща хорошо коррелируется со слоями 1–4 Карабинского разреза и верхней и средней толщами Староажинского разреза. В бийских разрезах она датируется по палинологическим данным, фауне млекопитающих, моллюсков и остракод поздним неоплейстоценом (Адаменко и др., 1962; Адаменко, 1974). Палеонтологические остатки отражают открытые лугово-степные ландшафты, существовавшие в условиях довольно сухого климата (Свиточ и др., 1978; Шпанский, 2018). Полученные нами новые радиоуглеродные возрасты в Карабинском разрезе, а также возраст костных остатков из Староажинского разреза, относящиеся к низам этой субаэральной толщи свидетельствует, что ее накопление началось в эпоху межледниковья, соответствующего МИС 3.

Нижняя часть разреза бийской террасы в районе г. Бийска, согласно (Зольников и др., 2021), представлена “флювиальной” толщей видимой мощностью 22 м. В ее состав входят (сверху вниз): светло-серый с желтым оттенком неслоистый алевритовый песок (мощностью 1.5 м), светло-серые с рыжеватым оттенком субгоризонтально параллельно-слоистые крупно-среднезернистые хорошо промытые пески (2.8 м), светло-серые средне-крупнозернистые пески (7.3 м), серые крупнозернистые пески в нижней части – с гравием и галькой (видимая мощность более 10.4 м), сверху вниз параллельная горизонтальная слоистость песков переходит в косую. По данным (Свиточ и др., 1978; Панычев, 1979) ниже в разрезе “флювиальной” толщи могут присутствовать косослоистые гравийные пески с галькой и валунами, слой хорошо окатанных валунников и глыб размерами до 1.5 м в поперечнике. Согласно (Зольников, 2009; Зольников и др., 2021), “флювиальная” толща может представлять собой фациальный набор, характерный для отложений гигантских гляциальных паводков, которые сходили с гор Алтая, через долину Катуни, на Предалтайскую равнину.

Следовательно, нижние части Староажинского (нижняя толща), Карабинского (слои 5 и 6), а также бийских (флювиальная толща) разрезов могут представлять собой единое осадочное тело, сформированное гигатским гляциальным паводком. Этот паводок, судя по результатам OSL-датирования песков из слоев 5 и 6 Карабинского разреза, мог пройти по долине р. Бии 40–50 тыс. л. н. С учетом имеющихся радиоуглеродных возрастов из основания перекрывающих паводковые отложения пролювиальных и эоловых образований следует рассматривать интервал 45–0 тыс. л. н.

Изученные разрезы суперпаводковых отложений расположены в местах резкого расширения долины Бии (рис. 2). Так, ширина долины Бии в районе с. Старая Ажинка достигает 8 км, в районе с. Карабинка в нее открывается широкая Неня-Чумышская впадина, бийские разрезы расположены после выхода Бии из гор на Предалтайскую равнину. В таких местах резко падают скорость суперпаводгового потока и его несущая способность, что приводит к быстрому накоплению отложений существенной мощности. Отметим, что преимущественно песчаный состав отложений гигантских гляциальных паводков характерен и для расширений долины р. Катуни в ее средней и нижней части (Зольников, Мистрюков, 2008; Деев и др., 2012).

Ранее на присутствие следов гигантского селевого потока с возрастом около 37.5 тыс. л. н. указывалось в (Baryshnikov et al., 2016). Скорости такого потока были оценены в 7–7.5 м/c. Предполагалось, что он возник при разрушении моренной дамбы Телецкого озера и сформировал в верховьях Бии паводковую террасу (бар) высотой до 90–120 м. В результате прохождения потока по верхней части долины Бии отложениями паводка были заблокированы долины ряда притоков, где установилась озерная седиментация. Из отложений таких озер получена серия радиоуглеродных возрастов (Барышников, 2012; Русанов, Орлова, 2013): долина р. Учурги (рис. 1) – 16 190±90 л. н. (СОАН-3851), или 19 550±140 кал. л. н.; долина р. Лебедь – 13 750±70 л. н. (СОАН-576), или 16 670±140 кал. л. н.; долина р. Тулой – 13 220± ±100 л. н. (СОАН-3368), или 15 880±150 кал. л. н., и 12 465±75 л. н. (СОАН-3369), или 14 640±210 кал. л. н.; руч. Турачак – 14 980±70 л. н. (СОАН-1863), или 18 350±150 кал. л. н.; р. Пыжа – 16 120±80 л. н. (СОАН-1864), или 19 440±110 кал. л. н., и 15 270± ±60 л. н. (СОАН-2017), или 18 500±140 кал. л. н.

Перспективной для поиска подобных озерных отложений является долина нижнего и среднего течения р. Нени, представляющая собой расширение шириной от 4 до 7−8 км и протяженностью более 40 км (рис. 2). По мнению А.М. Малолетко (1963), в образовании этого расширения решающую роль сыграло подпруживающее влияние некоего четвертичного поднятия палеозойского фундамента в приустьевой части р. Нени. Отметим, что гидрогеологическими и поисковыми скважинами, пробуренными здесь в последние годы, в том числе и Горно-Алтайской экспедицией (Мусаев и др., 2010), такое поднятие не установлено. Напротив, коренное днище впадины имеет вогнутый поперечный профиль. Однако еще в 1945 г. А.С. Кириллов и В.Ф. Сенцова (1945) образование неестественно широкой современной долины р. Нени объясняли подпруживающим влиянием Бии. Нам представляется, что Неня-Чумышская впадина на выходе в долину Бии на длительное время была блокирована мощной толщей паводковых отложений, аналогичных тем, что описаны в Карабинском и Староажинском разрезах. Это подпруживание должно было привести к образованию крупного озера, в котором могла сформироваться мощная озерная толща.

В 12 км к восток-юго-востоку от Карабинского разреза, в верхней части длинного пологого склона Неня-Чумышской впадины, на высоте 42 м над ее днищем, в мае 2009 г. Горно-Алтайской экспедицией была пробурена скважина № 157 (52.665556° с. ш., 86.404444° в. д.). Скважиной под толщей мощностью 6 м покровных лёссовидных суглинков с карбонатными конкрециями в средней части вскрыт разрез озерных отложений мощностью 32 м (Мусаев и др., 2010). В их составе чередуются слои глин, алевритов и песков, мощности которых варьируют от 0.9 до 4.3 м. В свою очередь, под озерными отложениями с резким эрозионным контактом вскрыты предположительно верхнемиоценовые красно-бурые глины павлодарской свиты мощностью 10 м, залегающие с перерывом и несогласием на нижнемеловых отложениях илекской свиты. В 9.8 м выше подошвы озерных отложений, по растительному детриту, отобранному из алевритов получена радиоуглеродная датировка 15185±200 лет (СОАН-7908) (Русанов, Орлова 2013). Ее калиброванный возраст составляет 18500±190 л. н. Полученный возраст хорошо коррелируется с этапом озерной седиментации в долинах боковых притоков верхнего течения Бии в интервале 19.5–14.5 тыс. л. н.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Выполненные исследования высокой (бийской) террасы р. Бии в Карабинском разрезе, вместе с вновь полученными OSL- и ¹⁴C-возрастами, с привлечением ранее опубликованных данных, в том числе авторских, приводят нас к следующим выводам.

1. В Карабинском разрезе в явном виде выделяются две толщи отложений – флювиальная (нижняя) и субаэральная (верхняя). Они хорошо коррелируются с известными разрезами бийской террасы в районах г. Бийска и пос. Старая Ажинка.
2. Флювиальная толща бийской террасы сформирована гигантским гляциальным паводком, который прошел по долине Бии около 50–45 тыс. л. н., т.е. в первой половине межледниковой стадии МИС 3. После чего начал формировать субаэральный покров верхней части террасы.
3. В боковых притоках р. Бии, блокированных крупными паводковыми прирусловыми валами, долгое время вплоть до 19.5–14.5 тыс. л. н., находились подпрудные озера.
4. Хорошая сходимость данных радиоуглеродного и OSL-определения возрастов говорит о том, что при соответствующем контроле полноты засветки зерен кварца, суперпаводковые пески являются пригодными для определения возрастов крупных гидрологических событий.
5. Определения возраста флювиальной толщи бийской террасы имеет важнейшее стратиграфическое значение, так как суперпаводковые отложения, накопившиеся практически мгновенно, представляют собой важнейший региональный маркер, позволяющий коррелировать верхненеоплейстоценовые отложения Горного Алтая и Предалтайской равнины.

БЛАГОДАРНОСТИ

Исследования травертинов и радиоуглеродное датирование выполнены в рамках государственного задания ИНГГ СО РАН (проект FWZZ-2022-0001).

ACKNOWLEDGMENTS

Studies of travertines and radiocarbon dating were carried out within the framework of the state assignment of the IPGG SB RAS (project FWZZ-2022-0001).

Авторлар туралы

G. Rusanov

Gorno-Altaisk Expedition of the JSC “Siberian PGO”

Хат алмасуға жауапты Автор.
Email: rusgennadij@mail.ru
Ресей, Maloeniseyskoe

E. Deev

Novosibirsk State University; Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics, Siberian Branch of the RAS

Email: deevev1@yandex.ru
Ресей, Novosibirsk; Novosibirsk

A. Shpansky

National Research Tomsk State University

Email: shpansky@ggf.tsu.ru
Ресей, Tomsk

Әдебиет тізімі

Қосымша файлдар