Содержание к диссертации
Введение
I. Геологическое строение и геодинамическая обстановка формирования восточно-уральского плато
Геологическое строение Восточно-Уральского плато 10
Геодинамическая обстановка формирования Восточно-Уральского плато 29
Тектонофизическая модель земной коры Южного Урала 32
Выводы 35
II. Стратиграфия четвертичных образований восточно-уральского плато и обстановки их накопления
Методика стратиграфического описания четвертичных образований 37
Восточно-Уральского плато
Неоплейстоцен. Нижнее звено 39
Неоплейстоцен. Среднее звено 40
Неоплейстоцен. Верхнее звено 53
Среднее - верхнее звенья неоплейстоцена, нерасчлененные 64
Плейстоцен нерасчлененный 65
Голоцен 67
Выводы 69
III. Геоморфологическое строение восточно-уральского плато 71
Формирование и тектоническое развитие Южно-Уральского орогена 71
Схема геоморфологического строения Восточно-Уральского плато 73
Морфология речных долин Восточно-Уральского плато 87
Средненеоплейстоценовая перестройка орографической сети восточного склона Южного Урала
Выводы 96
IV. Новейший геодинамический режим развития восточного склона Южного Урала
IV. 1. Новейшие поднятия восточного склона южного урала 101
Геолого-геоморфологическое строение восточного склона Южного Урала 104
Проявления новейших и современных движений в высоких элементах рельефа восточного склона Южного Урала
«Тектонические дуги» восточного склона Южного Урала 122
Мировые аналоги морфотектоники восточного склона Южного Урала 129
Выводы 133
IV. 2. Сейсмические условия восточно-уральского плато 135
Современная сейсмичность Южного Урала 135
Сейсмические условия развития Восточно-Уральского плато в четвертичное 139
время
Выводы 155
IV. 3. Плеистоцен-голоценовая динамика и закономерности развития процессов линейной эрозии на восточно-уральском платометодика работ 157
Результаты морфометрического ГИС-анализа и их обсуждение 159
Выводы 171
IV. 4. Современные деформаций горных пород восточно-уральского плато и их проявление в динамике развития водохранилищ
Фактический материал 174
Методика работ 175
Результаты анализа динамики и пространственного расположения 177
водохранилищ
Примеры динамического режима развития малых водохранилищ 183
Выводы 190
V. Моделирование процессов рельефообразования южного урала в аспекте характеристики неотектонического режима развития
Методика и принципы моделирования 192
Обзор опыта мирового моделирования рельефа 199
Морфометрический анализ рельефа Восточно-Уральского плато 207
Моделирование рельефообразования Чекинского хребта 209
Выводы 218
Заключение и защищаемые положения 219
Список литературы
- Геодинамическая обстановка формирования Восточно-Уральского плато
- Среднее - верхнее звенья неоплейстоцена, нерасчлененные
- Схема геоморфологического строения Восточно-Уральского плато
- Проявления новейших и современных движений в высоких элементах рельефа восточного склона Южного Урала
Введение к работе
Район работ - Восточно-Уральское плато - расположен на восточном склоне Южного Урала (рис. 1). Исследуемая территория ограничена р. Урал на западе, р. Уй -на севере и Западно-Сибирской низменностью на востоке. В политико-административном отношении занимает южную часть Челябинской области и северовосточную часть Оренбургской области.
Целью настоящей работы явилось изучение новейшего геодинамического режима и обстановок четвертичной седиментации в пределах Восточно-Уральского плато. Для достижения этой цели необходимо было решить следующие задачи:
Изучить четвертичный покров Восточно-Уральского плато, выработать стратиграфическую схему четвертичных образований, основанную на детальном описании и анализе нескольких сотен разрезов, с привлечением современных палинологических методов, геологическом картировании с площадной корреляцией четвертичных комплексов и обобщении литературных данных.
Изучить геоморфологическое строение Восточно-Уральского плато. Составить геоморфологическую схему масштаба 1:400 000 и серию геоморфологических профилей Восточно-Уральского плато, установить возраст геоморфологических элементов и последовательность их образования;
Выявить и изучить характерные особенности новейшего геодинамического режима Восточно-Уральского плато на основе геологических и структурно-геоморфологических исследований и сравнительного анализа механизмов формирования новейших структур. Выявить особенности четвертичного сейсмического режима региона и изучить вещественные комплексы-индикаторы сейсмичности (сейсмиты) Восточно-Уральского плато;
Выявить закономерности развития и определить динамические параметры процессов линейной эрозии на Восточно-Уральском плато в четвертичное время;
Выявить и дать характеристику современным деформациям горных пород Восточно-Уральского плато на основе материалов дистанционных съемок;
Численно смоделировать процессы рельефообразования на Восточно-Уральском плато и оценить вклад новейших деформаций при формировании рельефа.
В основу настоящей работы положен фактический материал, полученный автором в процессе полевых и камеральных исследований по подготовке двух листов Государственных геологических карт масштаба 1:200 000 (ГДП-200), проводимых Уральской геолого-съемочной партией геологического факультета МГУ по контракту с МПР РФ в период с 2001 по 2006 годы. Обобщен огромный массив отечественных и зарубежных литературных данных по заявленной тематике. Кроме того, в работе использованы многочисленные материалы дистанционного зондирования (аэро- и
космоснимки, радарная топографическая съемка), а также авторская программа по численному моделированию процессов рельефообразования.
Рис. 1. Схема расположения района работ
Полевые работы включали съемочные маршрутные исследования на Восточно-Уральском плато, а также ряд увязочных маршрутов на соседних территориях. Схема фактического материала приведена на рис. 2.
Актуальность темы: Последнее десятилетие стало временем коренного пересмотра представлений о геологическом строении и истории развития Южного Урала, как комплексов фундамента, так и новейших образований. Этот пересмотр связан, прежде всего, с введением в геологическую практику современных методов исследований при проведении геолого-съемочных и тематических работ. Новые данные
о новейшем геодинамическом режиме, стратиграфии новейших отложений и обстановках четвертичной седиментации Восточно-Уральского плато оказываются ключевыми для понимания альпийского развития Уральского горно-складчатого сооружения и имеют важное практическое значение в связи с подготовкой второго издания Государственных геологических карт Южного Урала масштаба 1:200 000. Существенным дополнением к полевым исследованиям региона явились работы по аналитическому и компьютерному моделированию новейших геологических и тектонических процессов. Впервые для изучения неотектоники Восточно-Уральского плато применены комплексные средства исследований, основанные на системном использовании результатов компьютерного морфометрического анализа, обработки материалов дистанционного зондирования и численного моделирования рельефа.
Рис. 2. Схема фактического материала. Черным показаны авторские точки полевых наблюдений, в процессе работ 2001 - 2006 гг.
Научная новизна работы: Построена схема геоморфологического строения всей территории Восточно-Уральского плато в масштабе 1:400 000. Датировки геоморфологических единиц основаны, прежде всего, на детальной стратиграфической схеме четвертичных образований, разработанной с участием автора при геологическом картировании листов Государственной геологической карты масштаба 1:200 000 и обоснованной новыми объемными палинологическими данными. Выявлен характер тектонического развития региона на протяжении четвертичного времени. Впервые описаны комплексы сейсмитов в четвертичном чехле. Выявлены и охарактеризованы новейшие поднятия в пределах Восточно-Уральского плато, предложены кинематические схемы их развития. Впервые выполнено численное моделирование процессов формирования рельефа для поднятий Восточно-Уральского плато.
Практическое и научное значение. Детальная стратиграфическая схема четвертичных образований модифицирует и детализирует серийную легенду Южно-Уральской серии листов и использована при картировании двух листов Государственной геологической карты масштаба 1:200 000. Полученные результаты по новейшей тектонике и структурно-геоморфологическому строению региона позволяют сделать заключение о направленности и стиле продолжающихся на новейшем этапе движений, обусловивших рост горно-складчатого сооружения Южного Урала, что может иметь существенное значение для ориентировки прогнозно-поисковых работ.
Вклад автора: Автор принимал непосредственное участие в полевых и камеральных исследованиях, проводимых Уральской геологосъемочной партией геологического факультета МГУ по Государственному контракту с МПР РФ, в период с 2001 по 2006 годы. Автором построена и проанализирована схема геоморфологического строения Восточно-Уральского плато масштаба 1:400 000. На основании находок сейсмитов охарактеризованы временные интервалы значимой сейсмичности региона. На основании дистанционных материалов выявлены особенности деформационного режима Восточно-Уральского плато, в том числе определяющие гидрологические процессы малых водоемов. Построена численная модель рельефообразования и охарактеризован новейший геодинамический режим развития Чекинского хребта.
Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, пяти глав, заключения и трех приложений, а также схемы геоморфологического строения Восточно-Уральского плато масштаба 1:400 000 и серии геоморфологических профилей. Объем работы составляет 235 страниц, включая 92 рисунка и б таблиц; библиографический список включает 201 наименование.
Публикации и апробация работы. По теме диссертации автором лично и в соавторстве подготовлено 29 работ, в том числе 2 статьи в реферируемых журналах,
1 статья на английском языке. Результаты и основные положения работы докладывались на всероссийских и международных конференциях, в том числе: на 33-м Международном Геологическом конгрессе (Осло, 2008), 5-м Европейском Конгрессе по региональному картографированию (Барселона, 2006), конференции «Геоморфология и Науки о Земле» (Университет Лафброу, 2006), встрече рабочей группы «Воздействие человека на ландшафт» (Печ, 2006), Тектонических совещаниях (Москва, 2003, 2004, 2005, 2006), Сергеевских чтениях (Москва, 2008), Международных конференцях студентов, аспирантов и молодых учёных «Ломоносов» (Москва, 2006, 2008) и др.
Благодарности. Автор глубоко признателен своему научному руководителю, доктору геол.-мин. наук, вед. научн. сотр. Аркадию Вениаминовичу Тевелеву за предоставленную возможность работать вместе, за возможность использовать собранный им за десятилетия материал, а также за постоянную и разностороннюю помощь в ходе подготовки диссертации. Особую благодарность автор выражает начальнику Уральской геолого-съемочной партии геологического факультета МГУ доктору геол.-мин.наук Ал. В. Тевелеву, а также всему коллективу геологов, с которым автору посчастливилось работать на Южном Урале: И.А. Кошелевой, И.Е. Кузнецову, М.В. Коротаеву, Н.В. Правиковой, Е.А. Базилевской и всем друзьям и коллегам, принимавшим участие в полевых работах.
Слова признательности за постоянное внимание к работе и ценные консультации автор выражает заведующему кафедрой динамической геологии геологического факультета МГУ профессору Н.В. Короновскому и профессорам кафедры М.Г. Ломизе, А.Г. Рябухину и Н.А. Божко, а также сотрудникам и преподавателям кафедры Н.В. Макаровой, B.C. Захарову, М.А Гончарову, Г.В. Брянцевой, Л.В. Паниной, В.А. Зайцеву, А.И. Полетаеву, А.Н. Стафееву, А.И. Гущину, Н.С. Фроловой, ЛИ. Деминой, А.А. Наймарку. Автор искренне благодарен Г.Н. Шиловой, В.Л. Косорукову и. Н.В. Лубниной за глубокий анализ полевых материалов, существенно повлиявший на результаты проведенных исследований.
Особую благодарность за разностороннюю помощь и консультации при подготовке работы автор выражает директору Института Геоэкологии РАН академику Осипову В.И. и сотрудникам института: А.С. Викторову, В.И. Макарову, С.А. Несмеянову, Н.А. Румянцевой, О.Н. Трапезниковой, М.В. Архиповой, Т.В. Орлову, В.Н. Капраловой, А.А. Викторову.
Автор чтит память своего первого учителя и наставника Всеволода Николаевича Вадковского. Идеи и советы этого замечательного человека оказали решающее влияние на выбор научной деятельности, а оптимизм и поддержка помогали во многих трудных ситуациях.
Геодинамическая обстановка формирования Восточно-Уральского плато
По количеству интерпретаций строения зон субдукции Южный Урал, безусловно, занимает одно их первых мест в России (Тевелев, 2001, Тевелев и др., 2006). Самым принципиальным является расхождение в оценке характера взаимодействия Уральского палеоокеана с Восточно-Европейским и Казахстано-Тянынаньским палеоконтинентами на разных этапах развития, усугубляющееся расхождениями в выделении самих этапов (и количества, и охватываемого интервала времени). Кроме того, оба палеоконтинента обычно рассматриваются как жесткие мегаблоки, что далеко не на всех стадиях развития соответствует действительности.
В геологической истории района выделяется несколько основных тектонических этапов (Тевелев и др., 2005): протерозойский, таконский (раннекаледонский), тельбесский (позднекаледонский), судетский (ранневарисцийский), уральский (поздневарисцийский), киммерийский и альпийский, каждый из которых завершался активизацией движений и существенной перестройкой тектонической структуры, после чего следовала более или менее продолжительная стабилизация тектонического режима.
Геодинамические профили Южного Урала по реконструкциям Язевой и Бочкарева (2000), основанные на анализе петрохимической зональности, а также профили Г.Н. Мизенса, на основе изучения фаций и мощностей зилаирской свиты (Мизенс, 2000, 2002), приведены на рис. 1.3.
Таконская тектоническая стадия выделяется как время развития ордовикской островодужной системы, завершившееся в раннем силуре внедрением плутонов тоналитового ряда. Тельбесская тектоническая стадия вьщелена (рис. 1.4) в Зауральской мегазоне, ее завершают плутонические формации позднего девона. Причинами предфаменского (тельбесского) тектогенеза в западной части Зауральской мегазоны могла служить, например, коллизия островной дуги и микроконтинента, приведшая к закрытию задугового бассейна и аккреции его смятых фрагментов к микроконтиненту. По геодинамической интерпретации В.Н. Пучкова (Пучков, 2000) Восточно-Уральский мегаблок в фамене представлял собой террейн во фронте вулканической дуги, субдуцирующая плита погружалась под него и далее под вулканическую дугу с востока на запад, а по представлениям Г.А. Мизенса (2002)] - океанический бассейн располагался между Магнитогорским и Восточно-Уральским мегаблоками (рис. 1.4).
Для судетской тектонической стадии характерна резкая внутривизейская перестройка структуры. Раннесудетская подстадия завершилась мощной фазой тектогенеза во второй половине визейского века, связанного, видимо, с началом общей коллизии между Восточно-Европейским и Казахстанским палеоконтинентами. Время с конца визейского века по конец серпуховского отвечает послераннесудетской стабилизации - этапу общего растяжения, прогибания и накопления практически на всей территории Восточного Урала маломощной карбонатной формации квазиплатформенного чехла. Уральская стадия практически целиком охватывает пермский период, когда весь Восточный Урал представлял собой область размыва. Интенсивное воздымание и размыв связан с уральской коллизией - столкновением Восточно-Европейского и Казахстанского палеоконтинентов, которая проявилась внедрением гранитоидов от монцонит-граносиенит-гранитной до гран ит-лейкогранитной формаций.
Геодинамические профили Южного Урала. Слева: по Р.Г. Язевой, В.В. Бочкареву (2000); Урал рассматривается как активная окраина Казахстанского палеоконтинента, перед которым расположена серия микроконтинентов. Наибольшая проблема - океанический бассейн восточнее Центрально-Уральского поднятия. Справа: по Г.А. Мизенсу (2000, 2002). Смена полярности зоны субдукции происходит в середине среднего девона.
ЕАК - Еврамерийский континент; микроконтиненты: У - Уралтау, ВУ - Восточно-Уральский, ЗУ - Зауральский; островные дуги: И - Ирендыкская, М - Магнитогорская Киммерийская стадия охватывает триасовый период и, возможно, раннюю юру. Эта стадия отвечает общему постколлизионному растяжению, основным следствием которого было формирование на месте Копейской шовной зоны Челябинского рифта. Заложение рифта в раннем триасе сопровождалось излиянием существенно натриевых, высокотитанистых базальтов и накоплением грубых красноцветных терригенных пород.
В позднем триасе в пределах рифта были локализованы мелководные континентальные бассейны, в которых накапливалась лимническая угленосная формация. К концу триаса (возможно - к середине юры) общерегиональное растяжение сменилось сжатием, что привело к закрытию рифтогенных прогибов и деформации слагающих их комплексов. Не исключено, что в условиях транспрессии Челябинский рифт сначала трансформировался в рамп, а затем уже был закрыт и местами пережат до сутуры. В качестве внутриплитного орогена Южный Урал оформился после позднекиммерийских событий, которые привели к закрытию триасово-юрских рифтовых бассейнов и к интенсивной деформации слагающих их комплексов.
В течение альпийского тектонического этапа рассматриваемый регион входил в динамический ансамбль Индо-Азиатской коллизионной области, и в своем развитии испытал все основные фазы альпийских движений. В середине миоцена Южный Урал, как и прочие структуры восточной части Альпийско-Гималайского пояса, начал постепенное воздымание и отделился от огромной эпипалеозойской платформы. Во второй половине плиоцена были деформированы краевые осадочные бассейны и началось более резкое поднятие региона. В среднем плейстоцене новая фаза деформаций создала современный структурный план Южного Урала, привела к массовой перестройки гидросети и формированию микро- и макродислокаций в четвертичных рыхлых отложениях.
Тектонофизическая модель земной коры Южного Урала
В последнее время тектоника восточного склона Южного Урала привлекла особое внимание исследователей (Пучков, 2000 и др.), главным образом, из-за того, что эти структуры оказались пресечены сейсмическим профилем Уралсейс-95. Одной из целей проекта Уралсейс-95 было построение согласованной по различным методам геодинамической модели Уральского складчатого сооружения на основе комплексной интерпретации геолого-геофизических материалов (например, Берзин и др., 1999 и другие). На рис. 1.5. приведена модель геологического строения земной коры вдоль линии профиля Уралсейс (Глубинное строение..., 2001).
Тектонофизическая модель земной коры Южного Урала по профилю Уралсейс, характеризующая крупные дизъюнктивные дислокации и их связь с физическими параметрами, приведена на рис. 1.6 (Берзин и др., 2001). В общем плане картина сейсмических отражений говорит о субпараллельно-наклоннослоистой структуре коры. По характеру отражений и их насыщенности сейсмический разрез можно разделить на четыре слоя (рис. 1.6). Палеозойский слой, приуроченный к платформенному комплексу чехольных осадков Восточно-Европейской платформы, мощностью 1-7 км, представлен соленосной толщей кунгура и терригенно-карбонатными отложениями карбона, девона; Магнитогорскую зону представляют разнообразные вулканогенно-осадочные комплексы ордовика-девона. В основании разрезов Восточно-Уральской зоны присутствуют докембрийские метаморфические комплексы, что является главной отличительной чертой этой зоны. Здесь присутствуют метаморфические породы ордовика, карбона и триаса. Для Зауральской зоны характерным является наличие офиолитового комплекса и отсутствие признаков докембрийского фундамента, и она представлена ордовикскими, силурийскими, девонскими и каменноугольными отложениями.
Среднее - верхнее звенья неоплейстоцена, нерасчлененные
Нижняя часть разреза - цоколь камышловской террасы — представлены следующими породами. Суглинки и глины нижней части разреза, вероятно, сформировались в начале лихвинского (тобольского) межледниковья QH1. Глинистые пески и суглинки из слоев 15 и 16 могли сформироваться во время оптимума лихвинского межледниковья в более мягких климатических условиях. Погребенная почва, вероятно, сформировалась в конце лихвинского межледниковья при некотором похолодании и увлажнении климата.
Выше следуют аллювиальные отложения камышловского комплекса. Глины слоя 13 сформировались в начале микулинского (казанцевского) межледниковья Qui1. Глинистые пески слоя 12 сформировались в микулинское межледниковье в более влажных и менее континентальных условиях. Спорово-пыльцевые спектры образцов из слоев 11-7 отражают распространение сначала степей с ксерофитами, позже - лесостепей с березово-сосновыми лесами. Отложения средней части разреза, вероятно, сформировались во время первой стадии валдайского оледенения Qm при похолодании и увлажнении климата. Отложения верхней части разреза также климатически дифференцированы. Пески слоя 6 сформировались во время эпизода потепления в ранневалдайское ледниковье, либо отнесены уже к валдайскому межстадиалу (невьянскому времени). Верхняя часть разреза сформировалась, по-видимому, в завершающую стадию ранневалдайского оледенения, соответствующую ханмейскому времени.
Часто центральное положение в долине занимают разрезы с чрезвычайным развитием песчано-гравийных (русловых) разностей с отчетливой косой слоистостью, иногда они включают целые банки раковин пресноводных моллюсков. Обычно это полноразвитые разрезы, состоящие из нескольких (6-8 и более) пачек, причем нижние пачки, как правило, грубообломочные и залегающие неравномерно наклонно, подобно тальвеговым горизонтам горного аллювия (Тевелев и др., 2006). По опорному обнажению в долине Камышлы-Аята аллювий этого типа мы называем «фацией камышлы» (1). Образования этой фации встречаются также в долинах Акмуллы, Каменки, Караталы-Аята, Карагайлы-Аята и др. Для них характерна резкая вертикальная изменчивость, наличие горизонтов контрастных по размерности и окатанности кластитов, и наличие резких угловых несогласий - врезов. Опорный разрез этого типа стрелецко-ханмейского аллювия расположен в уступе второй надпойменной террасы правого берега р. Камышлы-Аят, в 400 м восточнее железнодорожного моста (т.н.7426), а также в долине р. Акмулла примерно в 1 км западнее пос. Коноплянка (т.н. 7539, приложение А, рис. 2.2. Б).
Второй очень устойчивой фацией аллювия, слагающего камышловскую террасу, является переслаивание серых глин и глинистых песков, послойно и пятнисто обохренных, и имеющих от этого очень своеобразный "мармеладный" облик. Отложения этого типа описа-ны в долинах Нижнего Тогузака, Карагайлы-Аята, Камышлы-Аята. По облику и спорово-пыльцевым спектрам они полностью подобны озерно-аллювиальным осадкам долин Тогузаков (Тевелев, 2002), где они многократно описывались в цоколе разных надпойменных террас и названы А.В.Тевелевым «тогузакской» фацией (2) аллювия.
Тогузакская фация аллювия вероятно формировалась в частных долинных впадинах в условиях постоянного подтопления, породы разрезов в целом оглеены, их ожелезнение (обохренность) имеет видимо вторичный характер и связана с литологией пород — ожелезнению подвергаются более песчанистые разности этих в целом суглинисто-супесчаных толщ. В нормальном случае тогузакские породы параллельно-слоистые — это как бы отложения пойменных старинных озер и котловин, в отличии от пород фации камышлы, образующихся в русловых бочагах и котловинах.
Еще одной, очень устойчивой разновидностью флювиальных отложений являются темно-бурые мелкоземные толщи «бахтыбайской» фации (3), которые слагают долинные впадины и образуют базовые поверхности врезания для среднеплейстоценовых террасовых комплексов. Они развиты во многих местах, но хорошо вскрыты только в узких депрессиях, прорабатываемых современными потоками, как, например, в Каменской (или Кировской) депрессии или в северной части долины Бахтыбая, где они выполняют довольно глубокие впадины и их мощность достигает 9-15 метров. Опорный разрез 7335 - один из наиболее характерных подобных разрезов (рис. 2.12, приложение А). Болотные глины (глубина 4,9 м) формировались в условиях похолодания во время валдайского оледенения (калининской стадии) Q щ2 . Спектрах слоев с глубины 3,6-0,3 м характеризуют лесостепную растительность и отложения датируются временем калининского оледенения.
Еще одну, менее распространенную, фацию стрелецко-ханмейского аллювия представляют так называемые «темные» разрезы - буровато-серые толщи суглинков, глин, супесей и алевритов, распространенные в долинах Акмуллы, Карагайлы-Аята, Караталы-Аята и др. Эти отложения и по виду, и строению разреза напоминают болотно-озерно-аллювиальные комплексы Курасана (Тевелев и др., 2002), и выделены (Тевелев и др., 2006) в качестве «курасанской» фации (4) аллювия. Отложения курасанской фации образуются в застойных условиях, близких к болотным, возможно в старицах в крупных долинных расширениях.
Важной чертой стрелецко-ханмейского аллювиального комплекса (особенно в долине Карагайлы-Аята) является наличие многочисленных погребенных стариц, подвешенных примерно на высоте режевскои террасы и сложенных темноцветными болотно-старичными осадками, которые концентрически выполняют старинные русла.
Схема геоморфологического строения Восточно-Уральского плато
В среднем олигоцене прервалась связь Среднеазиатского и Западно-Сибирского бассейнов и окончательно установились континентальные условия (Копп, 2005а, 20056). Новейшая активизация Южного Урала началась в раннем олигоцене и интенсивно продолжилась в миоцене; она сопровождалась усилением размыва палеозойского ядра, формированием фронтальных прогибов и поднятий, а также складкообразованием савской и штирийской фаз. Поднятие Южного Урала в миоцене было медленным -конденудационным, то есть компенсированным плоскостной денудацией. Конэрозионное развитие началось только на рубеже миоцена-плиоцена, когда появились первые конусы выноса, подчеркнувшие новообразованный Сакмарский уступ восточной экспозиции.
Между миоценом и плиоценом произошла главная новейшая складчатость (аттической и роданской фаз), которая создала современную структуру кайнозойского комплекса Предуральского прогиба и, кроме того, интенсивно проявилась на погружении Урала и в Мугоджарах. Очевидным является резкое усиление орогенического подъема в плейстоцене, когда аллювий и пролювий стали особенно грубыми, что также отмечается В.А. Лидером (1976). В плейстоцене (валахская фаза) смялся в складки акчагыл северной части Еельского прогиба, а усиление поднятий внутри самого Южного Урала сказалось в 300-метровом падении уровня грунтовых вод и формировании многоярусного карста (Копп, 20056).
Новейшее воздымание Южного Урала происходило одновременно с орогенезом в соседней части Альпийского пояса. Главная коллизия там началась в раннем миоцене (штирийская тектоническая фаза), когда стали отлагаться тонкие нижние молассы раннеорогенной стадии развития. Коллизия, фиксируемая появлением грубых моллас позднерогенной стадии, произошла только на рубеже миоцена - плиоцена в аттическую фазу, а горообразование позже усилилось в плейстоцене (валахская фаза).
Таким образом (Копп, 2005а), ритмический рисунок орогенической кривой подобен таковому южной коллизионной зоны. На это независимо указывает А.В. Тевелев (2003), отмечающий циклический характер формирования современного рельефа, и указывающий, что рассматриваемый регион входит в динамический ансамбль Индо-Азиатской коллизионной области, и в своем развитии испытал все основные фазы альпийских движений.
Схема геоморфологического строения Восточно-Уральского плато
Для изучения и анализа геоморфологического строения Восточно-Уральского плато нами были построены Схема геоморфологического строения (макет схемы геоморфологического строения приведен на рис. 3.1) и серия геоморфологических профилей (рис. 3.2) по известным методикам (например, Костенко, 1999).
На геоморфологической схеме выделены следующие элементы рельефа. Поверхности выравнивания, относящиеся к денудационному типу рельефа: древняя останцовая, Бабарыкинская, Джабыкская, Родничковская, Березиновская; их возраст охватывает временной интервал от олигоцена до раннего неоплейстоцена. Денудационно-аккумулятивные элементы рельефа: Ключевская, Бородиновская, Озернинская и Ясненская поверхности выравнивания, средне- и поздненеоплейстоценовые. Выделены склоновые элементы рельефа, представленные склонами Ключевской и Бородиновской поверхностей, а также нерасчлененными средне-поздненеоплейстоценовыми (склоны высоких поверхностей— от Бабарыкинской до Родничковской — показаны единым с самими поверхностями знаком). Морфологические элементы впадин речных долин представлены: эрозионно-аккумулятивными либо эрозионными уровнями ранне-средненеоплейстоценовых террас, поверхностями исетской аккумулятивной и исетской и уфимской цокольными террасами и их эрозионными уровнями. Кроме того, показаны поздненеоплейстоценовые формы - террасы и их склоны, а также поздненеоплейстоцен-голоценовые склоны нерасчлененные. Отдельным знаком отображены озерные котловины и поверхности современного эрозионного вреза, пойменных и низких надпойменных террас нерасчлененных. Кроме этого, на схеме показаны основные линейные структурно-морфологические элементы Восточно-Уральского плато, к которым относятся, в частности, водораздел каспийского и полярноморского бассейнов и серия новейших разломов и линеаментов. На схеме отображены также основные вершины, приуроченные к структурно-обусловленным морфологически выраженным возвышенностям территории. Наиболее характерные черты геоморфологического строения Восточно-Уральского плато наглядно просматриваются на трехмерном образе изучаемой территории, который представлен на рис. 3.3.
На основании анализа схемы геоморфологического строения, серии геоморфологических профилей (рис. 3.1 и 3.2), а также упомянутого трехмерного образа, можно выделить основные, определяющие черты геоморфологического строения Восточно-Уральского плато. Во-первых, в центральной части территории субмеридионально проходит основной водораздел, разграничивающий дренажные бассейны р. Урал и р. Тобол. К первому относятся долины-притоки р. Суундук, руч. Бахтыбай и его составляющие, долины Ниж., Сред, и Верх. Гусихи, Малая и Большая Караганки с их притоками (Ярлыгас, Утяганка, Амамбайка, Ильяска, Бутак, Кайрахта, Кинчак), р. Зингейка с притоками (Сухая, Куйсак), долина р. Гумбейки и впадающие в нее долины рек Субутак, Вахта, Караузяк, Таш-Елга, Черная, Темир-Зингейка, Кызыл-Чилик, а также притоки реки Урал: Узельга, Урляда, Черная, Жиланда, Кудашка.
Проявления новейших и современных движений в высоких элементах рельефа восточного склона Южного Урала
Характерной чертой геоморфологического строения речных долин Восточно-Уральского плато является их сегментарное строение, которое проявляется на разных структурных уровнях (Ананьев, 1964). Сегментация долин определяется комплексом факторов геоморфологических, структурно-геологических и тектонических, причем последний может играть ведущую роль.
Выше, при описании четвертичных образований Восточно-Уральского плато отмечалось, что среди аллювиальных отложений второй надпойменной террасы отчетливо выделяются т.н. фации — комплексы рыхлых пород, характеризующиеся группой четких признаков, выдержанных по всей площади. В связи с этим, при анализе морфологических особенностей речных долин Восточно-Уральского плато, необходимо каждый раз обращать внимание на развитие на конкретных участках (сегментах речных долин) тех или иных комплексов речных аккумулятивных террас.
Главным признаком, отображающим сегментацию отдельных речных долин, является смена участков с различными типами террас — эрозионными, аккумулятивными и цокольными, причем в последнем случае цоколь может быть выполнен как коренными (либо элювиатами по коренным), так и более древними аллювиальными комплексами. Практически в каждом случае имеет место тесная корреляция между типом террас и местными морфологическими особенностями долины - шириной, глубиной вреза современного русла, степенью симметричности долины. Зачастую сегментация долин подчеркнута и характерными гидродинамическими особенностями современного русла -фуркацией, порожистыми участками, бочагами и т.д. В местах сочленения разнородных сегментов долины, как правило, представляют собой систему коротких асимметричных впадин. Борта долины на таких интервалах имеют различную высоту, и наиболее часто здесь встречаются два сценария. Со стороны внешнего борта (по отношению к изгибу) могут быть развиты высокие цокольные террасы, либо склон молодой долины непосредственно причленяется к низкой эрозионной поверхности выравнивания. С противоположного борта, наоборот, развиты широкие низкие аккумулятивные поверхности, часто присутствуют ясно выраженные пойменные террасы нескольких генераций. В редких случаях в тыловых частях малоамплитудных речных меандр со стороны подмываемого борта могут быть проявлены останцы низких аккумулятивных террасок. В другом случае со стороны высокого борта могут быть развиты мощные аккумулятивные террасы: камышловская или исетская. В этих случаях разрез аллювия практически однороден, с близкими по литологии пачками и с согласными между ними горизонтальными контактами. Поперечные к современному руслу овраги вскрывают террасовый комплекс, в результате чего можно видеть, что поперечная фациальная изменчивость аллювиального комплекса на таких участках очень слабая, аккумулятивные образования имеют лишь слабую вариацию в мощностях составляющих их слоев (именно такая ситуация была описана, например, в районе поселка Коноплянка, в котором долина реки Акмулла переходит в долину Карагайлы-Аят).
Более конкретно описать характер и стиль сегментации можно на примере речных долин Акмуллы (в низовьях имеющую название Карагайлы-Аят) и Малой Караганки. Выбор этих долин в качестве типовых обусловлен следующими факторами. Обе долины имеют субширотное заложение, и по течению пересекают вкрест основные геологические структуры (зоны) Восточно-Уральского плато. Долины относятся к разным водосборным бассейнам, что позволяет при их сравнительном анализе минимизировать воздействие гидродинамических факторов, связанных с локальными базисами эрозии. Наконец, как уже отмечалось выше, в пределах каждой из рассматриваемых долин развиты комплексы всех аккумулятивных террас, закартированных в пределах Восточно-Уральского плато.
Морфология долины р. Малая Караганка Долина реки Мал.Караганка берет начало около пос. Новооренбург, имеет левый приток руч. Сатубалба и правый р. Чека, и вблизи пос. Ершовский впадает в р. Бол.Караганка и затем в р. Урал. При общей протяженности около 50 км Верховья долины представлены весьма характерным для всего плато строением - долина вложена в покровный делювиальный комплекс, развитый на уровне третьей надпойменной террасы (рис. 3.11а). Далее по течению происходит смена коренных, в которые врезана долина, — новооренбургская толща сланцев сменяется на базальтоиды каменноуглоьной полоцкой толщи. Однако морфология долины при этом не претерпевает существенных изменений.
Западнее пос. Караганского крутой меандр реки глубоко врезан в поверхность 360 м высоты, однако в тыловой части появляются аккумулятивные тела террас мощностью в первые метры (рис. 3.116). Такая морфология долины выдерживается, при этом аллювиальные террасы становятся более развитыми вплоть до полноразвитой долины (рис. 3.11 в). Данный сегмент - выше пос. Новопотоцкое - включает целую серию опорных обнажений, описанных выше, в том числе разрез древнего конуса выноса (7087). Важно, что при морфологическом переходе предыдущего сегмент в этот состав коренных не изменяется, то есть переход обусловлен именно динамическими факторами, равно как и смена конфигурации палеодолины, древний конус которого изучен на данном участке.
Сегмент между пос. Новопотоцкое и Коминтерн характеризуется широкой долиной северо-восточного простирания с довольно однообразнымивскрывающимися в бортах долины комплексами «Акмулла», выдержанными как по мощности, так и по литологии (рис. 3.11 г). Однако в плане геологического строения на данном участке происходит последовательная смена нижнее-среднекаменноугольных известняков мраморированных каморзинской толщи, базальтов нижнекаменноугольных березовской свиты и средне-позднедевонского новобуранного вулканического комплекса.
Далее, следует сегмент северо-западного простирания, который, как показали наши исследования, характеризовался активным гидродинамическим режимом. (Такой нестабильный голоценовый режим может, вообще говоря, свидетельствовать о молодом заложении долины на данном сегменте, то есть, возможно, имеется не только структурно-морфологическая, но и возрастная дифференциация речной долины.) Этот вывод иллюстрируется уникальной находкой срезанного по оси колодца (рис. 3.11 д), то есть боковая эрозия на данном участке столь активна, что размыла несколько метров площадки террасы за относительно короткое время. Кроме того, в долине данного сегмента чрезвычайно активно протекают процессы линейной — овражной эрозии (см. рис. 4.3.26). В других аспектах данный сегмент характеризуется существенной неоднородностью — здесь встречаются низкие и высокие, аккумулятивные и эрозионные террасы (что и следует ожидать на быстро эволюционирующих участках речных долин). В частности, на данном сегменте река прорезает девонские вулканиты, образуя ущелье с крутыми скальными берегами (рис. 3.11е)
