Численная оценка скоростей экзогенных рельефообразующих процессов на территории бассейна р. Чаган-Узун в голоцене тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.01, кандидат геолого-минералогических наук Непоп, Роман Кириллович

• Непоп, Роман Кириллович
• кандидат геолого-минералогических наук
• 2007

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Непоп, Роман Кириллович

1 Введение

2 Терминология

2.1 Эрозия.■.

2.2 Денудация.

2.3 Обвалы и оползни.

2.4 Ледниковая эрозия.

2.5 Магнитуда.

3 Физико-географические характеристики и геолого-геоморфологическое строение района исследований

3.1 Орография района.

3.2 Гидросеть.

3.3 Климат.

3.4 Геолого-геоморфологическое строение района.

4 Сейсмоиндуцированные склоновые процессы и скорость сейсмогравитациоииой денудации 50 4.1 Введение.

4.1.1 Основные этапы исследования сейсмичности Горного Алтая.

4.1.2 Палеоссйсмогеологический метод.

4.2 Новый подход к исследованию сейсмичности и ссйсмогеиных изменений рельефа на основе анализа сейсмогравитационных дислокаций.'.

4.2.1 Основные соотношения, полученные в результате изучения сейсмогравитационных дислокаций

Зависимость размеров максимального ссйсмооползпя от магнитуды землетрясения.

Зависимость длины стенки отрыва максимального оползня от магнитуды землетрясения . 64 Зависимость общего объема перемещенного в результате землетрясения материала, от размера максимального оползня.

Скорость сейсмогравитационной денудации.

4.2.2 Влияние афтершокового процесса сильных землетрясений на сейсмогравитационную денудацию.

Расчет вклада афтершокового процесса в сейсмогравитационную денудацию.

Проверка соотношения, определяющего влияние афтершокового процесса на сейсмогравитационную денудацию, на примере афтершоков

Чуйского землетрясения 2003 г.

Оценка вклада афтершокового процесса в скорость сейсмогравитационной денудации па территории бассейна р. Чагаи-Узуп в голоцене

4.3 Ограничения и трудности предлагаемого подхода к оценке магнитуд и сей см о генных изменений рельефа.

4.4 Апробация предлагаемого подхода к оценке магнитуд и сей-смогенных изменений рельефа.

4.4.1 Сейсмогравитационные дислокации на территории бассейна р. Чаган-Узуи.

4.4.2 Скорость сейсмогравитационпой денудации рельефа бассейна р. Чаган-Узун в голоцене.

4.5 Выводы.

5 Ледниковая деятельность и скорость ледниковой эрозии

5.1 Введение.

5.2 История исследования оледенений Юго-Восточного Алтая

5.3 Характеристики современных ледников Юго-Восточного Алтая

5.4 Воздействие ледника на продольный профиль ледниковой долины и оценка скорости ледниковой эрозии.

5.4.1 Простейшие физические модели, описывающие движение ледника.

5.4.2 Постановка задачи для численного моделирования

5.4.3 Разностная схема и некоторые вопросы устойчивости численного решения.

5.4.4 Результаты численного моделирования

5.5 Выводы.

6 Сравнение скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов на территории бассейна реки Чаган-Узун в голоцене и скорости денудации хребтов обрамления Курайско-Чуйской системы межгорных впадин за последние 5 млн. лет (по данным трекового датирования апатитов)

6.1 Методика трекового датирования апатитов.

6.2 Результаты применения трекового датирования апатитов на Алтае и сравнение скорости денудации за последние 5 млн. лет и скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов в голоцене.

7 Анализ пространственно-временной динамики и сравнение скоростей основных рельефообразующих процессов в высокогорной части Алтая на примере бассейна реки Чаган-Узун

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Численная оценка скоростей экзогенных рельефообразующих процессов на территории бассейна р. Чаган-Узун в голоцене»

Актуальность темы Рельеф является интегральной характеристикой различных геологических процессов, действующих как в глубинных частях Земли, так и на ее поверхности. Экзогенные процессы, моделирующие поверхность внутриконтинентальных горных систем, определяют формирование рельефа и отложений не только самих горных сооружений, но и сопредельных с ними обширных территорий. Определение скоростей экзогенного рельефообразования в горных районах позволяет получить фундаментальные знания о соотношении экзогенных и эндогенных геологических процессов в формировании земной поверхности.

Происходящие в горах оползни, обвалы скальных пород, сели, снежные лавины, прорывы подпрудных озер, пульсации ледников, резкие повышения уровня горных рек зачастую имеют катастрофические последствия для жизни и хозяйственной деятельности человека. Прогнозирование этих явлений невозможно без всестороннего изучения вызывающих их геологических процессов.

В настоящее время для различных гоных областей мира относительно хорошо изучены основные рельефообразующие экзогенные процессы (/145, 178, 91, 171/ и др.). Вместе с тем, Горный Алтай, представляющий собой расположенную па территории России северную часть Алтайского внутриконтинентального горного поднятия, является малоизученным в этом отношении. В то же время на его территории происходили и происходят гигантские сейсмоиндуцированные оползни и обвалы, а в наиболее высоких хребтах сохраняется современное оледенение - мощный рельефо-образующий фактор, к тому же определяющий водный баланс верховьев бассейна р. Обь. Поэтому изучение пространственно-временной динамики и оценка скоростей ведущих экзогенных рельефообразующих процессов в высокогорной части Алтая являются актуальными в настоящее время. Цель и задачи исследования

Целью работы является численная оценка скоростей основных рельефообразующих экзогенных процессов и определение их влияния на формирование высокогорного рельефа внутриконтинентальных горных районов Земли в голоцене на примере бассейна реки Чаган-Узун (Юго-Восточной Алтай) в голоцене.

Для достижения этой цели были поставлены и решены следующие научные задачи:

1. провести численную оценку скорости преобразования рельефа за счет сейсмоиндуцированных склоновых процессов за голоценовый период на территории Чаган-Узунского бассейна;

2. рассчитать поправку, вносимую в скорость сейсмогравитационной денудации рельефа бассейна реки Чаган-Узун сейсмооползнями, возникшими в результате афтершоков, сопровождавших палеоземлетря-сения;

3. дать численную оценку скорости ледниковой эрозии в высокогорной части Алтая на основе физического и численного моделирования с использованием параметров современного оледенения Чаган-Узунского бассейна;

4. провести сравнительный анализ скоростей основных рельефообразующих экзогенных процессов высокогорной части Алтайского внутри-континентального поднятия (на основе данных, рассчитанных в настоящей работе и заимствованных из литературных источников) и выявить пространственно-временную динамику этих процессов.

Предмет исследований - основные рельефообразующие экзогенные процессы высокогорной зоны Алтая.

Объект исследований - бассейн р. Чаган-Узун, расположенный на северном макросклоне Южно-Чуйского хребта в юго-восточной части Горного Алтая. На территории этого бассейна широко проявлены следы ледниковой, флювиальной, сейсмической деятельности, что позволяет выявить соотношение этих рельефообразующих процессов как в прошлом, так и на современном этапе развития высокогорного рельефа и провести численную оценку скоростей ледниковой эрозии и сейсмогравитационной денудации. Защищаемые положения

1. Скорость сейсмогравитационной денудации рельефа Чаган-Узунского бассейна, расположенного в пределах Курайско-Чуйской сейсмоактивной зоны, за счет сейсмоиндуцированных оползней в течение голоцена составляет 3 • Ю-5 м/год (0.3 м за 10 тыс. лет). Область действия сейсмогравитационной денудации в хребтах гобийского типа локализована на их границах и в зоне сочленения с межгорными впадинами.

2. Вклад сейсмооползней, вызванных афтершоками, в общий объем сей-смоиндуцированных оползней, принципиальным образом зависит от разницы магнитуд основного толчка и сильнейшнго афтершока. Для голоценовых землетрясений Курайско-Чуйской сейсмоактивной зоны объем оползней, вызванных афтершоками, составляет 20 % от объема оползней, смещенных в результате главного толчка.

3. Скорость ледниковой эрозии для ледников с параметрами, близкими к параметрам современных ледников Чаган-Узунского бассейна, оценивается в 2 • 10~3 м/год (20 м за 10 тыс. лет) и является максимальной среди скоростей основных экзогенных процесов, формирующих рельеф высокогорий. Область воздействия ледников на рельеф Горного Алтая в голоцене локализуется в пределах макросклонов наиболее высоких хребтов.

Фактический материал

Необходимый фактический материал был получен в ходе полевых исследований 2000-2006 годов. При непосредственном участии автора были закартированы современные сейсмогравитационные и сейсмотектонические деформации рельефа, вызванные Чуйским землетрясением 2003 г. и палеодислокации в пределах изучаемого района. Кроме того, в работе были использованы аэрофотоснимки масштаба 1:30000, топографические карты масштаба 1:50000 и 1:25000, литературные источники. Методы исследования

1. Палеосейсмогеологический метод включал дешифрирование аэрофотоснимков на предмет выявления сейсмогравитационных палеодислокаций, полевые исследования с целью обоснования их сейсмической природы, картирование объектов исследования с помощью портативного GPS-приемника и последующее измерение параметров этих объектов с использованием программного продукта Arc View GIS 3.2а.

2. В рамках палеосейсмогеологического метода в данной работе предложен новый подход, позволяющий оценивать по параметрам сей-смогенных палеооползней магнитуды вызвавших их землетрясений, объем смещаемых во время сильиых землетрясения склоновых отложений, а также рассчитывать скорость сейсмогравитационной денудации и вклад, вносимый в этот показатель афтершоковым процессом.

3. Для расчетов ледниковой, эрозии было проведено численное моделирование движения идеализированного ледника в рамках теории пластического течения льда /182/ и его взаимодействие с ложем ледниковой долины /165/ с использованием значений физических констант, гипсометрических характеристик ледника, зависимости баланса массы ледника от абсолютной высоты и других параметров, максимально соответствующих геологическим и климатическим условиям Юго-Восточного Алтая.

Научная новизна

В рамках диссертационной работы впервые предложен и апробирован новый подход к оценке палеосейсмичности и сейсмогенпых изменений рельефа горных стран на основе анализа сейсмогравитационных дислокаций, основанный на статистическом анализе полного набора сейсмогенпых оползней, вызванных отдельным сейсмособытием. Ранее сейсмогравитаци-онные дислокации использовались лишь для определения эпицентральных зон и датирования землетрясений прошлого. В то же время появление новых технических возможностей регистрации современных сейсмогравитационных деформаций и развитие методов их анализа позволила пересмотреть роль сейсмогравитационных палеодислокаций в палеосейсмогео-логических исследованиях. Предложенный в диссертационной работе подход дает возможность численно оценивать магнитуды палеоземлетрясений по параметрам сейсмогенных палеооползней, объем смещаемых во время сильных землетрясения склоновых отложений, а также рассчитывать скорость сейсмогравитационной денудации и вклад, вносимый в этот показатель афтершоковым процессом.

Все эти величины рассчитаны для территории бассейна реки Чаган-Узун впервые за историю изучения сейсмичности Алтайского горного поднятия.

Впервые получено соотношение, позволяющее оценивать вклад аф-тершоков в общий объем смещаемого в результате сейсмических активизаций склонового материала. Этот вклад зависит от характерной для каждой сейсмоактивной зоны разницы магнитуд основного толчка и сильнейшего афтершока

Численное моделирование движения ледника и обработка данных проведена автором с использованием оригинальных методик, реализованных в интегрированной среде разработки программных продуктов "Delphi 7".

Использование численного моделирования движения ледника и его взаимодействия с днищем ледниковой долины впервые позволило оценить скорость ледниковой эрозии в условиях современного оледенения Алтая.

Результаты моделирования продемонстрировали более значимый, чем считалось ранее /91, 133/, вклад ледниковой эрозии в формирование продольного профиля горных долин.

Полученные в диссертационной работе численные значения скоростей сейсмогравитационной денудации и ледниковой эрозии впервые позволили обоснованно сравнивать вклад каждого из основных экзогенных рельефо-образующих процессов на голоценовом этапе развития высокогорной зоны Алтайского виутриконтинеитального поднятия с учетом их динамики во времени и пространстве.

Сравнение средней скорости денудации хребтов обрамления Курайско-Чуйской системы межгорных впадин за последние 5 млн. лет и скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов бассейна реки Чаган-Узун в голоцене свидетельствует о продолжающемся в голоцене на территории Алтая интенсивном горообразовании, обусловленным Индо - Евразийской коллизией. Это подтверждает гипотезу о том, что продолжающаяся до сих пор конвергенция Индийского и Евразиатского континентов частично реализована в распространении стресса на север через внутриконтинентальные части Центральной Азии по унаследованной структурной сети разломов /146, 176, 179/, о чем свидетельствуют и новые данные по трековому датированию апатитов /150, 1 17, 1 19/.

Апробация

Основные выводы и положения работы были представлены на следующих совещаниях: III Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле (г. Новосибирск, 2006 г.), научном совещании по интеграционным программам ОНЗ СО РАН «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)» (г. Иркутск, 2006 г.), XL тектоническом совещании «Фундаментальные проблемы геотектоники» (г. Москва, 2007 г.), ассамблее Европейского Геологического Союза (Vienna, Austria 2005, 2007). Всего по теме диссертации опубликовано 2 статьи и 13 тезисов.

Практическая значимость

Полученные в работе значения скоростей ряда основных экзогенных рельефообразующих процессов высокогорной части Алтая и установленные закономерности динамики этих процессов позволяют создавать прогнозные сценарии развития ландшафтов этой территории (при условии сохранения современного климата) и учитывать их в хозяйственной деятельности населения. Рассчитанные по предложенной в работе методике магнитуды палеоземлетрясений подтверждают высокую сейсмичность юго-восточной части Горного Алтая на протяжении всего голоцена (лучше всего доказанную Чуйским землетрясением 2003 г.), которая должна быть учтена при строительстве жилых и общественных зданий в этой местности. В целом данная методика может служить для обоснования определения зон ВОЗ (возможных очагов землетрясений) при детальном сейсмическом районировании.

Структура и объем работы

Диссертационная работа состоит из введения и шести глав.

Заключение диссертации по теме «Общая и региональная геология», Непоп, Роман Кириллович

5.5. Выводы

Для геоморфологических и климатических условий Юго-Восточного Алтая была разработана численная одномерная модель движения идеализированного ледника, косвенно учитывающая поперечный профиль ледниковой долины. Это дало возможность качественно рассмотреть влияние горного оледенения на формирование продольного профиля ледниковой долины и рассчитать скорость ледниковой эрозии.

Полученная скорость ледниковой эрозии принимает максимальные значения вблизи снеговой линии, а ее абсолютное значение - 2 • Ю-3 м/год (несмотря на то, что это нижняя оценка) - позволяет отнести ледниковую деятельность к экзогенным процессам, имеющим максимальную скорость преобразования рельефа. Такая скорость ледниковой эрозии соответствует выработке как минимум 20 м поверхности за весь голоцен. В таких горных системах, как Алтай, где современное оледенение сохранилось лишь в при-осевых частях наиболее высоких хребтов, ледниковая эрозия моделирует сейчас лишь верхний ярус рельефа.

Основываясь на результатах геоморфологических исследований и результатах радиоуглеродного датирования моренных и парагенетически связанных с ними отложений можно говорить о наличии в голоцене нескольких (как минимум трех) стадий наступания горно-долинных ледников. Соответственно Алтайские ледники не менее трех раз в голоцене достигали большей мощности и длины, что приводило к увеличению скорости ледниковой эрозии и расширению области воздействия ледников на рельеф за счет сокращения области действия флювиальных процессов, роль которых в формировании горного рельефа возрастает в периоды межлед-никовий и межстадиальных отсупаний ледников.

6. Сравнение скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов на территории бассейна реки Чаган-Узун в голоцене и скорости денудации хребтов обрамления Курайско-Чуйской системы межгорных впадин за последние 5 млн. лет (по данным трекового датирования апатитов)

6.1. Методика трекового датирования апатитов

В последнее десятилетие активно развиваются исследования Центральной Азии, связанные с моделированием термальной истории пород методом трекового датирования апатитов и позволяющие выявлять периоды тектонической стабилизации (пенепленизации) и активности (горообразования) /150, 151, 175/.

В начале 60-х годов прошлого столетия американскими исследователями был предложен новый метод определения возраста минералов, основанный на подсчете плотности треков от спонтанного деления ядер урана 238[/, накапливающихся в минерале в ходе геологической истории /189, 152, 114/. На сегодняшний день трековое датирование - это стандартный метод геохронологии и геотермических исследований. Для трекового метода могут быть использованы различные минералы (слюды, апатит, циркон и др.). Апатит является акцессорным минералом большого количества пород, что обуславливает его широкое использование при трековом датировании /194/. Нестабильные изотопы 238U в ходе кристаллизации (затвердевания) породы заключаются в кристаллическую решетку. Далее в зернах апатита происходит спонтанное деление атомов урана, при котором образуются частицы, обладающие высокой энергией. При прохождении через твердое вещество эти частицы оставляют в кристаллической решетке нарушения на атомном уровне, ориентированные вдоль траектории их движения. Эти линейные нарушения называются треками. Треки хорошо сохраняются при температурах (для апатита) ниже 120°С, а при более высоких происходит их отжиг. При постоянном градиенте температур область сохранения треков начинается с глубин 4-5 км. Для каждого минерала имеется своя характерная длина треков. Для апатита она составляет 16 микрон.

Образовавшиеся треки спонтанного деления можно наблюдать лишь при помощи электронного микроскопа, но если кристалл поместить в агрессивный химический реагент, то в первую очередь начнут растворяться зоны дефектов. Таким образом, размер треков увеличивается путем химического травления (2,5 % раствор HNO3), и они становятся видны в оптический микроскоп. После чего возможен подсчет плотности ps треков на единицу площади образца. Однако за время нахождения апатита в породе распадаются не все ядра нестабильного изотопа 238[/. Дальнейший принудительный распад оставшихся ядер изотопа в реакторе под действием нейтронного потока и подсчет соответствующей плотности треков pi дает информацию для определения «модельного» возраста породы: tu = Klln[\a{pslPi)uG^pd)u + 1] (6.1) где Aq - константа распада 238U, G - геометрический фактор, £ - калибровочный фактор, pd - плотность спонтанных треков в стеклянном дозиметре, облучаемом вместе с образцом.'

Накопление треков в минерале с течением времени - процесс, аналогичный накоплению тех или иных изотопов в результате радиоактивного распада. Количество треков пропорционально времени, формирование треков в апатите начинается при температуре ниже 120°С. Ниже этой блокирующей, или замыкающей, температуры в кристалле плотность треков увеличивается с течением времени, а их длина остается постоянной (около 16 микрон).

В дальнейшем, плотность и длина треков зависит от температуры. Если температура повышается, то в кристаллах начинается отжиг (исчезновение) треков и, как следствие, "омоложение"возраста (кажущийся возраст). На примере бассейна Отвай (Австралия) было показано /1-18/, что длина треков в апатите является хорошим индикатором палеотемпе-ратуры. Образцы, отобранные из скважин, показали, что возраст апатита уменьшается с глубиной и увеличением температуры. При изучении этих образцов было сделано еще одно важное открытие - длина треков и их распределение в кристаллах апатита изменяется в зависимости от температуры (рис. 6.1 , 6.2 ), что позволяет проследить эволюцию палеотемператур с высокой точностью.

Таким образом, трековое датирование позволяет проследить термальную историю единичного минерального зерна, горной породы и осадочного бассейна в целом.

А. Выходы пород на поверхность

40

30 ш о 20 и и о. 10 н о 0 м h о о

40 к ч о 30 и

20

10 0

Utlll

1 j iulj-rfilu

D. 80--90 C t l,ul I МгП,* 1,1 dUuJ

О 5 Ю 15 20

B. 40-50'С ft inli^ilfT.llul

E. 90-101C njjJiirtii uu hit.i,l

0 5 10 15 20 Длина треков

С. 60-70 С ишЬмАчи'Пт.! F, 102-110 С ibuilinrbud

0 5 10 15 20

Рис. 6.1. Распределение длины треков в зависимости от температуры в скважинах, пробуренных в бассейне Отвай (Австралия) по /148/. При изменении температуры варьирует длина треков и форма распределения.

Cs, %

Рис. 6.2. Зависимость длины треков в апатите от температуры в скважине, Cs - процент треков с длиной более 10 микрон. Пример из скважин в бассейне Отвай, Австралия (/148/).

6.2. Результаты применения трекового датирования апатитов на Алтае и сравнение скорости денудации за последние 5 млн. лет и скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов в голоцене

По результатам трекового датирования апатитов /150/ пики горообразования в Алтае - Саянской области проявились в периоды 140 - 80 млн. лет назад и в последние 5 млн. лет (рис. 6.3 ). Почти горизонтальный t-T тренд между температурами нижней границы и верхним пределом AFT устойчивости (70°С — 50°С) для позднего мела - миоцена для территории Курайско-Чуйской системы межгорных впадин и хребтов их обрамления отражает период продолжительной стабильности. В это время рассматриваемая территория находилась в тектоническом покое и мезозойские ороге-иы подверглись пенепленизации. Кайнозойская тектоническая активность, связанная с Индо - Евразийской коллизией, вызвала горизонтальные перемещения блоков земной коры к северу от коллизионной зоны на многие тысячи километров и рост горных поднятий. Начало возраста реактивации как результата продолжительного углубления Индии в Евразию омолаживается по направлению на север: 11-7 млн. лет на Тянь-Шане и 5 млн. лет на Алтае. Смена температурного режима от изотермы 60°С до 20°С за последние 3 млн. лет (рис. 6.3) связана с быстрым поднятием и денудацией пород. Скорость денудации достигала 300 м/млн. лет, что соизмеримо со скоростью денудации на Тянь-Шане /150/.

Рассчитанные в данной работе значения скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов для территории бассейна реки Чаган

5C15N'

North Chuya ranpt auhsK^A

TtK*Hng«tlJITl) раяг

Track M0№(jan] track toitfhiwut

Strrke-stip fault Normal fault Thrust fault

20 km

-2000 m

-1000m Kurai fault

Charyeh-Terakta fault

Рис. б.З. Геологическая схема территории Курайской и Чуйской впадин, точки отбора образцов и результаты трекового датирования: термальная история образцов и распределение длин треков (по /149/)

W45N'

Узун (Юго-Восточный Алтай) за голоцен позволяют сравнить их со средней скоростью денудации за последние 5 млн. лет (по данным трекового датирования апатитов). Уже только процессы флювиальной эрозии и сейсмогравитационной денудации на изучаемой территории могли дать суммарную скорость денудации рельефа в голоцене около 330 м/млн. лет (все скорости приведены к м/млн. лет). Эта величина является нижней оценкой, т.к. в данной работе была дана нижняя оценка скорости сейсмогравитационной денудации, а ледниковая деятельность пространственно разнесена с флювиальной и в максимум своего развития существенно превосходила последнюю по площади распространения. Учитывая тот факт, что среди основных экзогенных процессов ледниковая эрозия имеет максимальную скорость, скорость денудации рельфа изучаемой территории в голоцене в действительности еще выше, т.к. в пределах Горного Алтая за этот период установлены как минимум 3 стадии развития горно-долинных ледников /54/.

Таким образом, по результатам данной работы можно сделать вывод, что скорость денудации рельефа бассейна реки Чаган-Узун возрастает в голоцене по сравнению со средней скоростью денудации рельефа за последние 5 млн. лет (по данным трекового датирования апатитов). Это можно объяснить тем, что в результате новейшего горообразования абсолютные высоты хребтов в голоцене были достаточными для развития оледенения, несмотря на глобальные изменения (потепление) климата. К тому же процесс интенсивного горообразования в голоцене является причиной высокой сейсмической активности изучаемой территории. Ускорение денудации в голоцене также подтверждает гипотезу о том, что продолжающаяся до сих пор конвергенция Индийского и Евразиатского континентов частично реализована в распространение стресса на север через внутри-континентальные части Центральной Азии по унаследованной структурной сети разломов /146, 170, 179/, о чем свидетельствуют и новые данные по трековому датированию апатитов /150, 147, 149/

7. Анализ пространственно-временной динамики и сравнение скоростей основных рельефообразующих процессов в высокогорной части Алтая на примере бассейна реки Чаган-Узун

Появление новых технологий, развитие вычислительной техники и систем сбора и анализа геопространственных данных определяют новые возможности и подходы в исследовании земной поверхности и действующих на ней процессов.

Так, использование космических спутников позволяет регистрировать все поверхностные деформации рельефа, вызванные отдельным землетрясением /166, 172/. Это, в свою очередь, дает возможность рассчитывать различные соотношения, связывающие физические параметры таких нарушений с магнитудой вызвавшего их сейсмособытия. Все это заставляет геологов пересмотреть роль, например, сейсмогравитационных дислокаций, которые ранее считались малоинформативными для целей па-леосейсмогеологического метода. В данной работе на примере высокогорной сейсмически активной территории Горного Алтая показана принципиальная возможность использования сейсмогравитационных дислокаций не только для изучения сейсмичности, но и сейсмогенных изменений рельефа, вызванных сильными землетрясениями и их афтершоками. Таким образом, данная работа развивает и расширяет новое направление, зародившееся буквально на рубеже столетий /166, 171, 174, 173/. Безусловно, в ходе развития этого направления будет появляться новый статистический материал, уточняться характер связей и т.д. Вместе с тем, уже сейчас данный подход позволил впервые рассчитать скорость сейсмогравитационной денудации рельефа за счет сейсмогенных оползней для территории Чаган-Узунского бассейна, составивший 3 • 10"5 м/год, и на качественно новом уровне сравнивать степень влияния различных экзогенных процессов на формирование современного рельефа высокогорных областей Алтая. Достоверность проведенных расчетов основывается на корреляционных зависимостях, полученных /171, 174/.

Применение численного моделирования при изучении движения ледников и их взаимодействия с ложем ледниковой долины, не смотря на то, что на данный момент нет возможности учитывать все физические процессы, протекающие в таком сложнейшем природном комплексе, как ледник, позволяют качественно рассмотреть воздействие на рельеф ледниковой эрозии и численно оценить ее скорость. Попытка же учесть все без исключения факторы неизменно возвращает исследователя к необходимости эмпирического изучения объекта, которое неспособно привести ни к разработке теоретических представлений о движении ледника, ни к прогнозированию поведения ледника и его влияния на рельеф на длительных промежутках времени. Вполне уместными в данной ситуации являются слова У.С.Б. Патерсона, создавшего многократно переиздававшийся научный труд «Физика ледников»: «По мнению автора, те немногие физики, владеющие математикой, почти не ступавшие ногой на ледники, внесли в понимание предмета много больше, чем сотни наблюдателей за абляцией или продвижением и отступанием конечных частей ледников» (/80/ стр. 12).

В данной работе при помощи физико-математических методов было впервые рассчитано численное значение скорости ледниковой эрозии высокогорной зоны Алтая для современных условий - 2 • 10~3 м/год. Оно находится в пределах значений, полученных для современных горно-долинных ледников Северной Америки, Новой Зеландии и Исландии - 1 — 5 • 10~3 мм/год (/91/), - 1 • 10"2 м/год (/141/), - 0.1 - 10 см/год (/104, 145/). Эти результаты, будучи полученными различными методами, подтверждают реальность рассчитанного в работе значения скорости ледниковой эрозии, что, в свою очередь, позволит в дальнейшем использовать численное и физическое моделирование для различных геоморфологических и палеогеографических построений. Кроме того, численная оценка ледниковой эрозии дает возможность обоснованно сравнивать вклад различных экзогенных процессов в преобразование рельефа на рассматриваемой территории.

В работе не проводилась оценка скорости флювиальной эрозии, так как речная деятельность является на сегодняшний момент наиболее изученным процессом. Значения скорости флювиальной эрозии, оцененные с применением различных методов, приводятся в целом ряде работ (/91, 1.78, 145/). Все оценки укладываются в интервал 0.01 — 10 мм/год . При этом анализ этих значений показывает, что для горных районов максимальными скоростями эрозии характеризуются речные бассейны с относительно небольшой площадью, соответствующие горным рекам (/178,145/). Несмотря на то, что Чаган-Узун дренирует макросклон одного из наиболее высоких хребтов Алтая - Южно-Чуйского - углы наклона долин его основных притоков не превышают 3°. Поэтому, с учетом площади бассейна значение скорости флювиальной эрозии процессов было принято равное 0,1 — 0,5 мм/год.

Таким образом, для высокогорного Чаган-Узунского бассейна, территория которого характеризуется повышенной сейсмической активностью в течение всего голоцена и наличием до сих пор сохранившегося оледенения, проводится сравнение трех основных рельефообразующих экзогенных процессов - ледниковой эрозии, флювиальной эрозии и сейсмогравитационной денудации.

Анализ показывает, что скорость сейсмогравитационной денудации рельефа Чаган-Узунского бассейна за счет сейсмооползней на один - два порядка меньше скорости флювиальной эрозии (/145/) и на два порядка меньше рассчитанной скорости ледниковой эрозии. Таким образом, несмотря на грандиозное по объему перемещение масс на склонах, происходящее вследствие землетрясений практически моментально, на больших интервалах времени сейсмоиндуцированные склоновые процессы в гораздо меньшей степени преобразуют горный рельеф по сравнению с малозаметной на первый взгляд, но постоянной работой горно-долинных ледников и рек.

Рассчитанная скорость ледниковой эрозии принимает максимальные значения вблизи снеговой линии, а ее абсолютное значение - 2 • Ю-3 м/год (несмотря на то, что это нижняя оценка) позволяет выделить ледниковую деятельность среди всех экзогенных процессов, продолжающих формировать облик современных высокогорий, как процесс, имеющий максимальную скорость.

При этом в таких горных системах, как Алтай, где оледенение сохранилось лишь в приосевых частях наиболее высоких хребтов, ледниковая эрозия моделирует лишь верхний ярус высокогорного рельефа. Основываясь на результатах геоморфологических исследований и радиоуглеродном датировании моренных отложений можно выделить как минимум три стадии наступания горно-долинных ледниковАлтая в голоцене. В эти периоды ледники достигали большей мощности и длины, что приводило к увеличению скорости ледниковой эрозии и расширению области воздействия ледников на рельеф за счет сокращения области действия флювиальных процессов. В то же время распространение ледниковых отложений и форм рельефа на территории Чаган-Узунского бассейна свидетельствует о постоянном сокращении площади каждого последующего оледенения, начиная со среднего плейстоцена (рис. 3.5). В позднем плейстоцене эта тенденция была обусловлена комплексом тектонических и климатических факторов, в голоцене последовательное сокращение ледников в значительной мере явилось следствием глобальных климатических изменений (влияние новейшей тектоники на рельеф и осадконакопление на небольших интервалах времени оценить достаточно сложно, несмотря на факты, подтверждающие продолжающееся разрастание хребтов на фоне регионального поднятия). Следовательно, начиная со среднего плейстоцена, на территории Чаган-Узунского горного бассейна происходит сокращение области действия ледниковой эрозии. Если в среднем плейстоцене весь комплекс рельефообразующих процессов, сопутствующий оледенению, действовал как в долинах, так и на большой площади по периферии хребтов, то уже в позднем плейстоцене ледники Чаган-Узунского бассейна занимали лишь приводо-раздельные части долин. В голоцене область действия ледниковой эрозии была приурочена уже исключительно к долинам бассейна не выходя за пределы макросклонов хребтов, а в настоящее время она локализована в карах и цирках в верховьях долин.

В прямой зависимости от изменения размеров области действия ледниковой эрозии находится площадь воздействия флювиальной эрозии - она увеличивается по мере сокращения ледников в межстадиальные и межледниковые периоды и уменьшается с их продвижением вниз по долинам.

Роль сейсмоиндуцированных склоновых процессов в формировании горного рельефа, в целом, также возрастает в периоды межледниковий, что связано с обнажением скальных бортов долин, при землетрясениях подвергающихся обваливанию, и развитием гигантских сейсмогенных оползней в моренных отложениях. Кроме того, при гобийском типе горообразования, свойственном Алтаю, область действия сейсмоиндуцированных склоновых процессов смещается от разрастающихся хребтов к межгорным впадинам, локализуясь на границах хребтов и в зоне их сочленения с межгорными впадинами. Наиболее принципиально возрастала роль этих процессов в период, разделявший среднеплейстоценовое и первое позднеплейстоценовые оледенения. Согласно результатам геолого-геоморфологических исследований Чаган-Узунского бассейна (/2, 3, 4, б/) именно в это время в Юго-Восточном Алтае произошла значительная перестройка рельефа за счет расширения и поднятия хребтов, начавшаяся, возможно, еще в среднем плейстоцене. Повышение сейсмической активности практически совпало с деградацией долинно-полупокрбвного ледника (оно было либо вызвано эффектом гляциоизостазии, либо им усилено), что, по всей видимости, приводило к формированию оползней в значительных по мощности рыхлых моренных отложениях в наиболее сейсмоактивной зоне сочленения хребтов с впадиной - аналогично наблюдаемой в настоящее время картине. Этот же сценарий, вероятнее всего, реализовывался на территории Чаган-Узунского бассейна и в период деградации первого позднеплейстоценового оледенения. Сохранившиеся в современном рельефе этого бассейна сейсмоиндуци-рованные оползни деформируют боковые морены первого позднеплейстоценового оледенения и вложенные в них морены второго позднеплейстоценового оледенения, на основании чего они и отнесены к концу позднего плейстоцена - голоцену. Стадиальные подвижки ледников в голоцене уже не достигали сейсмоактивной зоны сочленения морфоструктур и, соответственно, практически не влияли на изменение размеров области действия сейсмоиндуцированных склоновых процессов. К сожалению, в настоящее время оползни Чаган-Узунского бассейна не датированы, и период повторяемости сильных землетрясений за голоцен в Курайско-Чуйской сейсмоактивной зоне (по последним данным это 500 - 900 лет (/112/) установлен по датировкам других палеосейсмодислокаций этой зоны. Учитывая, что голоцен является наиболее продолжительным межледниковьем за четвертичный период, и предполагая, что повторяемость сильных землетрясений в голоцене ненамного отличается от их повторяемости в другие межлед-никовья, можно утверждать, что вклад сейсмоиндуцированных склоновых процессов в развитие рельефа Чаган-Узунского бассейна возрос именно в голоцене (рис. 7.1).

Субширотное простирание и однотипность строения и механизмов формирования хребтов в обрамлении Курайско-Чуйской системы впадин позволяют распространить основные закономерности сочетания рельефо

88°00'

Рис. 7.1. Область воздействия ледниковой эрозии и сейсмоиндуцированных склоновых процессов на территории бассейна р. Чаган Узун в голоцене. 1 - область действия ледниковой эрозии в максимум развития оледенения в голоцене; 2 - область действия ледниковой эрозии в конце голоцена; 3 - область действия сейсмоиндуцированных склоновых процессов; 4 -стадиальные валы в долинах; 5 - морены Малой ледниковой эпохи; 6 - ледниково-озерные отложения разного возраста; 7 - аллювиально-пролювиальные отложения; 8 - реки и озера; 9 - ледники; 10 - граница бассейна. образующих процессов, выявленные для бассейна р. Чаган-Узун, на территорию Северо-Чуйского и Южно-Чуйского хребтов, ограничивающих впадины с юга. При этом необходимо учитывать аридизацию климата в восточном направлении, что приводит к уменьшению площади современных ледников и их полному исчезновению далее на восток от Чаган-Узунского бассейна. Подобная меридиональная климатическая зональность существует, как минимум, уже с позднего плейстоцена. Курайский хребет, несмотря на сходное строение, является границей высокогорной части Горного Алтая, и к северу от него расположена зона с иными ороклиматическими и сейсмическими характеристиками и, как следствие, с иным соотношением рельефообразующих процессов.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Непоп, Роман Кириллович, 2007 год

1. Геоморфологические эффекты землетрясений 27 сентября и 1 октября 2003 года в Горном Алтае / А. Р. Агатова, И. С. Новиков, Е. М. Высоцкий, А. С. Гибшер // Геоморфология. — 2004. — № 3. — С. 3-12.

2. Агатова А. Р. Оледенения и активная тектоника: их взаимосвязь на территории Юго-Восточного Алтая // Изв. РГО.— 2003.— Т. 135, № 5. С. 16-22.

3. Агатова А. Р. Геоморфологическое картирование бассейна реки Чаган-Узун ключ к реконструкции истории оледенений Юго-Восточного Алтая // Стратиграфия. Геологическая корреляция.— 2005.-Т. 13, №6.-С. 101-112.

4. Агатова А. Р., Непоп Р. К. Новый подход к оценке палеосейсмично-сти и сейсмогенных изменений рельефа горных стран // Фундаментальные проблемы геотектоники. Материалы XL Тектонического совещания. М: ГЕОС. 2007'. - Т. 1. - С. 6-9.

5. Агатова А. Р., Непоп Р. К., Высоцкий Е. М. Сейсмогравитацион-ные палеодислокации в долине реки Чаган (Юго-Восточный Алтай) // Геоморфология. 2006. - № 4. - С. 53-62.

6. Агатова А. Р., Хьюл В., Мистрюков А. А. Динамика ледника Софийского (Юго-Восточный Алтай): последний ледниковый максимум XX век // Геоморфология. - 2002. - № 2. - С. 92-104.

7. Адаменко М. Ф. Оледенение хребта Сумультинские Белки // Гляциология Алтая. — 1970. — № б. — С. 37-42.

8. Адаменко М. Ф., Селищев Е. Н. Новые данные о динамики ледников бассейна pp. Актру и Корумду в период малой ледниковой эпохи. Природа и экономика Кузбасса. Тезисы док. Новокузнецк, 1984. С. 58-61.

9. Адаменко О. М. Ледниково-нивальный рельеф Коргонского и Ба-щелакского хребтов в Горном Алтае // Изв. Алт. отд. геогр. о-ва СССР. 1996. - № 7. - С. 26-32.

10. Аксарин А. В. О четвертичных отложениях Чуйской степи в Юго-Восточном Алтае // Вестн. Зап.-Сиб. геол. треста. — 1937. — № 5.— С. 71-81.

11. Арефьев С. С. Эпицентральные сейсмологические исследования. М.: ИКЦ "Академкнига 2003. 375 с.

12. Атлас Алтайского края. М.-Барнаул: Главное управление геодезии и картографии при Совете Министров СССР, 1978. Т. 1. 222 с.

13. Б. Jle Меоте. Введение в гидродинамику и теорию волн на воде. Ленинград: Гидрометеоиздат, 1974. 368 с.

14. Бакланов М. С., Русанов М. Г. Россыпи вольфрамита в районе Калгу-тинского месторождения в Юго-Восточном Алтае // Вести. Зап.-Сиб. геол. упр. 1939. - № 2. - С. 31-39.

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

16. Большая Советская Энциклопедия. Гл. ред. A.M. Прохоров. Изд. 3-е. М., "Советская Энциклопедия 1974. Т.18. 632 с.

17. Большая Советская Энциклопедия. Гл. ред. A.M. Прохоров. Изд. 3-е. М., "Советская Энциклопедия 1978. Т.ЗО. 632 с.

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

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

20. Важенин Б. П. Принципы, методы и результаты палеосейсмогеологи-ческих исследований на Северо-Востоке России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2000. 205 с.

21. Варданянц Л. А. О древнем оледенении Алтая и Кавказа (сравнительный очерк) // Известия географического общества СССР. — 1938. Т. 70, № 3. - С. 386-406.

22. Воеводин А. Ф., Шугрин С. М. Численные методы расчета одномерных систем. Новосибирск: Наука, 1981. 208 с.

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

24. Геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000 (серия Алтайская). Объяснительная записка. Лист M-45-XVI / Ред. Пожариский И.Ф. М.: Госгеолтехиздат, 1962. 104 с.

25. Геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000 (серия Алтайская). Объяснительная записка. Лист M-45-XVII / Ред. Белостоцкий И.И. М.: Госгеолтехиздат, 1961. 104 с.

26. Геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000 (серия ГорноАлтайская). Объяснительная записка. Лист M-45-XXIII, M-45-XXIX / Ред. Пожариский И.Ф. М.: Недра, 1965. 79 с.

27. Герасимов И. А., Марков К. К. Ледниковый период на территории СССР. Тр. Ин-та географии АН СССР. 1939. Вып. 33. 462 с.

28. Горшков Г. П. Землетрясения на территории Советского Союза. М.: Госуд. изд-во геогр. литературы, 1948. 120 с.

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

30. Еманов А. А. Сейсмические активации блоковой структуры в условиях сжатия ( на примере Алтае-Саянской области): Афтореф. дис. . канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2006. 21 с.

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

32. Ефимцев U. А. О строении и происхождении антропогеновых отложений долин рек Чуй и Катуни в Горном Алтае // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода АН СССР. — 1964, — № 29. — С. 115-131.

33. Жалковский Н. Д., Кучай О. А., Мучная В. И. Сейсмичность и некоторые характеристики напряженного состояния земной коры Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. — 1995. — Т. 36, № 10. — С. 20-30.

34. Жалковский Н. Д., Мучная В. И. Каталог сильных землетрясений Алтае-Саянской области (К>12 ; М>4.5 ). Сейсмогеология восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1978. С. 15-27.

35. Жалковский Н. Д., Мучная В. И. Распределение землетрясений по энергии и сейсмическая активность Алтае-Саянской области. Сейсмичность Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1975. С. 5-15.

36. Жалковский Н. Д., Чернов Г. А., Мучная В. И. Сейсмическое районирование территории Алтае-Саянской горной области. Сейсмогеология восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1978. С. 79-90.

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

38. Ивановский Л. Н. Вопросы сопоставления конечных морен на Алтае. Гляциология Алтая. Томск, 1965. Вып. 4. С. 49-69.

39. Ивановский Jl. Н. Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. JL: Наука, 1967. 263 с.

40. Ивановский Л. Н. Некоторые вопросы динамики ледников на Алтае // Изв. ВГО. 1961. - Т. 93, № 5. - С. 423 - 425.

41. Ивановский Л. Н., Панычев В. А. Развитие и возраст конечных морен XVII-XIX вв. ледников Ак-Туру на Алтае. Процессы современного рельефообразования в Сибири. Иркутск.: ИЗК СО АН СССР, 1978. С. 127-138.

42. Каталог ледников СССР. Т. 15. Выпуск 1.Часть 5,6. Ленинград: ГИ-МИЗ, 1969-1977.

43. Кирнос Д. П., Харин Д. А., Шебалин Н. В. История развития инструментальных сейсмических наблюдений в СССР. Землетрясения в СССР. М: Изд-во АН СССР, 1961. С. 9-66.

44. Кузнецов Ю. А. Геологическое строение центральной части Горного Алтая. Матер, по геол. Зап. Сиб. Томск, 1939. вып. 41. 92 с.

45. Кузьмин А. М. Материалы к расчленению ледникового периода в Кузнецко-Алтайской области // Изв. Зап.-Сиб. отделения геол. ком. 1929. - Т. 2. - С. 1-62.

46. Лескова Е. В., Еманов А. А. Характер деформаций в эпицентраль-ной зоне Чуйского землетрясения (27 сентября 2003 г., К=17, Горный Алтай) по данным анализа фокальных механизмов афтершоков // Физическая мезомеханика. — 2006. — Т. 9, № 1. — С. 51-55.

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

48. Маккавеев А. Н. Динамическая классификация подледниковых форм рельефа, созданных покровными оледенениями на равнинах // Геоморфология. — 1980. — № 1.

49. Масарский С. ИМоисеенко Ф. С. О сейсмичности Алтая // Геология и геофизика. 1962. - № 8. - С. 104-106.

50. Мушкетов И. В. Физическая Геология. 1891. 328 с.

51. Мушкетов И. В., Орлов А. П. Каталог землетрясений Российской империи // Записки Русского географического общества. Петербург. 1893. Т. XXVI. 592 с.

52. Назаров А. Н. Динамика нивально-гляциального комплекса бассейна Актру во второй половине голоцена (Центральный Алтай, Северо

53. Чуйский хребет): Афтореф. дис. .канд. геогр. наук. Барнаул, 2006. -23 с.

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

55. Нарожный Ю. К., Осипов А. В. Ороклиматические условия оледенения Центрального Алтая // Известия РГО. — 1999. — Т. 131, № 3. — С. 49-57.

56. Непоп Р. К., Агатова А. Р. Оценка магнитуд палеоземлетрясений Горного Алтая на основе анализа обвально-оползневых сейсмодефор-маций // Доклады РАН. 2006. - Т. 411, № 1.- С. 89-91.

57. Нехорошее В. П. Геологическая карта Алтая. Объяснительная записка. М.: Госгеолтехиздат. 1956.

58. Никитин С. А., Татаринов В. Н. Применение радиолокационного метода для исследования ледников Алтая // Материалы гляциологических исследований. — 1982.— № 44. — С. 156-164.

59. Никонов А. А. Определение магнитуд и повторяемости сильных землетрясений прошлого по сейсмодислокациям на примере зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня // Доклады Академии Наук СССР.— 1980. Т. 250, № 2. - С. 336-341.

60. Никонов А. А., Баков А. В., Веселое И. А. Сейсмотектоника и землетрясения зоны сближения Памира и Тянь-Шаня. М.: Наука, 1983. 240 с.

61. Новиков И. С. Морфотектоника Алтая. Новосибирск.: Изд-во СО РАН, филиал "Гео2004. 313 с.

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

63. Новиков И. С., Агатова А. Р., Делъво Д. Новейшая тектоника Ку-райского хребта (Горный Алтай). 1998. - Т. 39, № 7. - С. 965-972.

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

65. Обручев В. А. Геология Сибири. М.-Л.:АН СССР, 1938. Т. 3. С. 78 -1357.

66. Обручев В. А. Алтайские этюды (этюд первый). Заметки о следах древнего оледенения в Русском Алтае // Землеведение.— 1914.— №4.-С. 50-97.

67. Окишев П. А. Динамика оледенения Алтая в позднем плейстоцене и голоцене. Томск: Изд-во Томск, ун-та, 1982. 209 с.

68. Окишев П. А. 06 общности процесса сокращения ледников на Алтае. Вопросы географии Сибири. Томск, 1966. Вып. 6. С. 127-134.

69. Окишев П. А. Современное оледенение Северо-Чуйских гор на Алтае. Матер, гляциолог, исслед. М., 1967. Вып. 12. С.190-194.

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

71. Окишев П. А., Бородавко П. С. Новые материалы к истории Чуйско-Курайской лимносистемы. Вопросы географии Сибири. Томск: Изд-во Томск, ун-та, 2001. Вып. 24. С. 18-27.

72. Окишев П. А. Б. П. Реконструкции "флювиальных катастроф "в горах Южной Сибири и их параметры. Вестник Томского университета. Томск: Изд-во Томск, ун-та, 2001. Т. 274. С.3-12.

73. Орлова В. В. Климат СССР. Западная Сибирь. J1.: Гидрометеоиздат, 1965. вып.4. С.38- 52.

74. Открытие морского верхнего мела на Горном Алтае / В. С. Зыкин, Н. К. Лебедева, М. М. Буслов, В. А. Маринов // Докл. РАН. — 1999. — Т. 336, №05.-С. 669-671. '

75. Очаг и афтершоки Алтайского (Чуйского) землетрясения 2003 года / С. С. Арефьев, В. В. Быкова, Ж. Я. Аптекман, и др. // Физика Земли. 2006. - № 2. - С. 85-96.

76. Палеосейсмогеология Большого Кавказа. М.: Наука, 1979. 188 с. / В. С. Хромовских, В. П. Солоненко, Р. М. Семенов, В. М. Жилкин.

77. Панов Д. Г. Общая геоморфология. М.: Высшая школа, 1966. 427 с.

78. Патерсон У. Физика Ледников. Пер. с англ., М.: Мир, 1984. 472 с.

79. Платонова С. Г. Активные структуры Юго-Восточного Алтая // Известия Алт. гос. ун-та. Барнаул: Изд-во Алт. гос. ун-та. — 1998. — № 1. — С. 106-108.

80. Попов В. Е. О замкнутых системах краевых ледников в долинах юго-западной части Чуйской степи Горного Алтая. Гляциология Алтая. Томск, 1962. Вып. 1. С. 188-221.

81. Попов В. Е. К вопросу о режимах отступления древних ледников Алтая // Докл. АН СССР. 1962. - Т. 142, № 2. - С. 431-434.

82. Пространственно-временные особенности сейсмичности Алтае-Саянской складчатой зоны / А. Ф. Еманов, А. А. Еманов, А. Г. Филина, Е. В. Лескова // Физическая мезомеханика. — 2005.— Т. 8, №1.-С.49-64.

83. Пузырев Н. Н. Методы сейсмических исследований. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1992. 236с.

84. Рагозин Я. А. Террасы среднего течения реки Катуни. Труды науч. конф. по изучению и освоению производит, сил Сибири. Томск, 1942. Т.З. С.36-107.

85. Рагозин JI. А., Третичное оледенение Алтая // Природа.— 1941.— №5.-С. 70-72.

86. Рагозин Л. А. Материалы к четвертичной истории Центрального Алтая // Вопр. Геологии Сибири. — 1945. —Т. 1. —С. 146-174.

87. Рагозин Л. А. К вопросу о третичном оледенении Алтая // Тр. Томск, гос. ун-та.- 1956.-Т. 135.-С. 107-108.

88. Разрез новейших отложений Алтая. Под ред. К.К. Маркова. М.: Изд-во МГУ. 1978. 208 с.

89. Райе Р. Основы геоморфологии. М.: Прогресс, 1980.

90. Раковец О. А., Шмидт Г. А. О четвертичных оледенениях Горного Алтая // Тр. Комис. по изуч. четвертин, периода АН СССР. — 1963.-Т. 22.-С. 5-31.

91. Ревякин В. С. Некоторые замечания о современном оледенении Южно-Чуйского хребта. Гляциология Алтая. Томск, 1967. Вып. 5. С. 149-162.

92. Результаты эхолотирования алтайских ледников портативным радаром / С. А. Никитин, В. А. Меньшиков, А. В. Веснин, Г. А. Селин // Материалы гляциологических исследований. — 1986. — № 56. — С. 116-121.

93. Рейнек Г. Э., Сингх И. Б. Обстановки терригенного осадконакопле-ния. М.: Недра, 1981. 439 с.

94. Рейснер Г. И., Иогансон JI. И, / / Федеральная система сейсмологических наблюдений и прогноза землетрясений: Инф.-анал. бюл. Изд-во ОИФЗ РАН. Москва.

95. Рихтмайер Р., Мортон К. Разностные методы решения краевых задач. М.: Мир, 1972. 418 с.

96. Рогожин Е. А., Платонова С. Г. Очаговые зоны сильных землетрясений Горного Алтая в голоцене. М.: Изд-во ОИФЗ РАН, 2002. 130 с.

97. Рудой А. Н. Четвертичная гляциология гор Центральной Азии: Дис. . док. геогр. наук. Томск, 1995. 164 с.

98. Русанов В. И. Распределение среднего годового количества осадков в Центральном Алтае // Известия Всерос. Геол. Общ. — 1961. —Т. 93, №6.-С. 272-283.

99. Сапожников В. В. По Русскому и Монгольскому Алтаю. М.: Гео-графгиз, 1949. 579 с.

100. Сапожников В. В. Пути по Русскому Алтаю. Томск, 1911. 169 с.

101. Сапожников В. В. По Алтаю // Изв. Томск, ун-та. — 1897. — Т. 9. — С. 1-127.

102. Сапожников В. В. Катунь и ее истоки // Изв. Томск, ун-та.— 1901.-Т. 18.-С. 1-271.

103. Следы сильных землетрясений прошлого в рельефе Горного Алтая / Е. А. Рогожин, Б. М. Богачкин, Ю. В. Нечаев и др. // Геоморфология. 1999. - № 1. - С. 82-102.

104. Солоненко В. П. Палеосейсмогеологический метод. Живая тектоника, вулканы и сейсмичность Станового нагорья. Отв. Редактор: В.П. Солоненко. М.: Наука, 1966. С. 15-35.

105. Солоненко В. П. Землетрясения и рельеф // Геоморфология. — 1973. — №4.-С. 3-13,

106. Солоненко В. П. Палеосейсмогеология // Физика Земли,— 1973.— №9.-С. 3-16.

107. Сперанский В. Ф. Основные моменты кайнозойской истории Юго-Восточного Алтая // Вести. Зап.-Сиб. геол. треста. — 1937. — № 5. — С. 50-66.

108. Тектоническая позиция и геологические проявления Алтайского землетрясения / Е. А. Рогожин, А. Н. Овсюченко, А. В. Мараханов, Е. А. Ушанова // Геотектоника. — 2007.— № 2. — С. 3-22.

109. Тимофеев Д. А., Маккавеев А. Н. Терминология гляциальной геоморфологии. М.: Наука, 1986. 256 с. .

110. Треки осколков деления урана в мусковите // Геохимия. 1965. п 3. С. 291-301. / Ю. А. Шуколюков, И. Н. Крылов, И. Н. Толстихин, Г. В. Овчинникова. 1965.- № 3.- С. 291-301.

111. Тронов Б. В., Тронов М. В. По истокам Аргута // Землеведение.— 1916.-Т. 1-2.-С. 13-30.

112. Тронов М. В. Вопросы горной гляциологии. М.: Географгиз, 1954.

113. Тронов М. В. Вопросы связи между климатом и оледенением. Томск, 1956.

114. Тронов М. В. Очерки оледенения Алтая. М.: Географиз, 1949. 373 с.

115. Тронов М. В. Современное оледенение Алтая. Томск: Изд-во Томск, ун-та, 1948. 525 с.

116. Тронов М. В., Лунина Н. X. Основы учения о снеговой границе и хионосфере. JL: Наука. Ленингр. Отделение. 1977. 168 с.

117. Тронов М. В., Олейник И. Я. Общие результаты ледниковых исследований на Алтае в период Международного геофизического года Гляциология Алтая, 1962. вып.1. - С. 3-11. // Гляциология Алтая.— 1962. — № 1.-С. 3-11.

118. Тюменцев К. Г. Отчет о работе Алтайской ледниковой экспедиции 1933 г. // Тр. ледн.экспед. Ан. СССР.- 1936.- Т. 6.- С. 5-15.

119. Уфимцев Г. Ф. Семь слов о теории геологии. М.: Научный мир. 2006. 160 с.

120. Уфимцев Г. Ф. Центральноазиатский горный пояс // Геоморфология.— 1989.-Т. 1.-С. 5-17.

121. Филина А. Г. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1982 г. М.: Наука, 1985. С. 49-51.

122. Филина А. Г. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1984 г. М.: Наука, 1987. С. 98-101.

123. Филина А. Г. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1988 г. М.: Наука, 1991. С. 114-117.

124. Филина А. Г. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1989 г. М.: Наука, 1993. С. 89-95.

125. Филина А. Г. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1991 г. М.: ОИФЗ РАН, 1997. С. 38-39.

126. Филина А. Г., Кучай О. А. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1987 г. М.: Наука, 1990. С. 73-76.

127. Флоренсов Н. А. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1978.238 с.

128. Чернов Г. А. К изучению сейсмогеологии и неотектоники Алтае-Саянской горной области. Сейсмогеология Восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука СО, 1978. С. 6-27.

129. Чистяков А. А., Макарова Н. В., Макаров В. И. Четвертичная геология. М.: ГЕОС, 2000. 303с.

130. Чихачев П. А. Путешествие в Восточный Алтай. М.: Наука, 1974. 364 с.

131. Чуйское землетрясение и его афтершоки / С. В. Гольдин, В. С. Селезнёв, А. Ф. Еманов и др. // Доклады РАН. — 2004. — Т. 395, № 4. — С. 534-536.

132. Шахов Ф. И. Геологическое исследование на юго-восточном Алтае в районе среднего течения р. Аргут // Мат. геол. Зап.-Сиб.— 1933.— № 5. С. 39-49.

133. Щукина Е. Н. Геология отложений кайнозоя и геоморфология Горного Алтая и его предгорий. М.гБиблиотека Отделения наук о Земле, 1953. Т.2. 118 с.

134. Щукина Е. Н. Закономерности размещения четвертичных отложений и стратиграфия их на территории Алтая. Стратиграфия четвертичных (антропогенных) отложений Азиатской части СССР и их сопоставление с Европейскими. 1960. С.127-165.

135. Aki К. Magnitude-frequency relation for small earthquakes; a clue to the origin of fmax of large earthquakes // J. Geophys. Res.— 1987. — Vol. 92.— Pp. 1349-1355.

136. Anderson R. S., Molnar P., Kessler M. A. Features of glacial valley profiles simply explained // Journal of Geophysical Research. — 2006. — Vol. Ill, no. F01004. — Pp. 1-14.

137. Bath M. Lateral inhomogeneities in upper mantle // Tectonophysics. — 1965. Vol. 2. - Pp. 483-514.

138. Bialoveski A. An ice-period in the altai moutains // Nature. — 1887. — Vol. 35, no. 909. Pp. 513-515.

139. Bommer J. J., Rodriguez С. E. Earthquake-induced landslides in Central America // Eng. Geol. 2002. - Vol. 63.-Pp. 189-220.

140. Burbank D. W. Rates of erosion and their implications for exhumation // Mineralogical Magazine. — 2002. — Vol. 66, no. 1. — Pp. 25-52.

141. Buslov M. M. Cenozoic tectonics of central asia: basement control // Himalayan Journal of Sciences. — 2004. — Vol. 21, no. 41, — Pp. 104-105.

142. Cenozoic tectonic and geodynamics in the Tian Shan: synthesis of geology and geophysical data / M. M. Buslov, J. De Grave, E. A. Bataleva, V. Y. Batalev // Journal of Asian Earth Sciences. — 2007.— Vol. 29.— Pp. 205-214.

143. Confined fission track lengths in apatite: a diagnostic tool for thermal history analysis / A. Gleadow, I. R. Duddy, P. F. Green, J. F. Lovering //

144. Contributions to Mineralogy and Petrology. — 1986. — no. 94. — Pp. 405415.

145. De Grave J., Van den Haute P. Denudation and cooling of the Lake Telet-skoye Region in the Altai Mountains (South Siberia) as revealed by apatite fission-track thermochronology // Tectonophysics. — 2002. — Vol. 349. — Pp. 145-159.

146. Fleisher R. L., Price P. В., Walker R. M. Nuclear tracks in solids. University of California Press, Berkeley, CA. 1975. 605 p.

147. Frohlich C., Davis S. D. Teleseismic b values; or, much ado about 1.0 // J. Geophys. Res. 1993. - no. 98. - Pp. 631-644.

148. Geometry and style of partitioned deformation within a late Cenozoic transpressional zone in the eastern Gobi Altai Mountains, Mongolia /

149. W. D. Cunningham, B. F. Windley, L. A. Owen, et al . // Tectono-physics. — 1997. — Vol. 277, no. 4.- Pp. 285-306.

150. Grano I. G. Das Formengebaude des Nordostlishen Altai. Turku, 1945. 362 p.

151. Greuell W. Hintereisferner, Austria: mass-balance reconstruction and numerical modeling of the historical length variations // J. Glaciol — 1992. Vol. 38, no. 129. - Pp. 233-244.

152. Gutenberg В., Richter C. F. Seismicity of the Earth and Associated Phenomenon. 2nd ed. Princeton University Press, Princeton, NJ, 1954. 310 p.

153. Hanks T., Kanamori H. A moment-magnitude scale // J. Geophys. Res.— 1979. Vol. 84. - Pp. 2348-2350.

154. Harvard Centroid-Moment Tensor Data Base http //www.seismology.harvard.edu.

155. Hoelzle M., Haeberle W. World glacier inventory. Boulder, CO, National Snow and Ice Data Center. World Data Center for Glaciology; World Glacier Monitoring Service, (http : / /nsidc.org. /data/glacier inventory/index.html) .

156. Hooke R. L. Positive feedbacks associated with erosion of glacial cirques and overdeepenings // Geological Society of American Bulletin. — 1991. — Vol. 103.-Pp. .1104-1108.

157. Hovius N., Stark C. P., Allen P. A. Sediment flux from a mountain beltderived by landslide mapping // Geology. — 1997.— Vol. 25.— Pp. 801— 804.

158. Hullet B. A theoretical model of glacial abrasion // Journal of Glaciolo-gy. 1979. - Vol. 23. - Pp. 39-50.

159. Hullet B. Glacial quarrying: A simply theoretical model // Annals of Glaciology. — 1996.- Vol. 22.- Pp. 1-8.

160. Humphrey N. F., Raymond C. Hydrology, erosion and sediment production in a surging glacier; Variegated Glacier, Alaska, 1982-1983 // Journal of Glaciology. 1994. - Vol. 40. - Pp. 539-552.

161. Hurp E. L., Jibson R. W. Landslides triggered by the 1994 Northridge, California, Earthquakes // Bulletin of the Seismological Society of America.- 1996.- Vol. 86, no. IB. Pp. S319-S332.

162. Ice dynamics and basal properties of Sofiyskiy Glacier, Altai Mountains, Russia, based on DGPS arid radio-echo sounding surveys / F. Pattyn, B. Smedt, W. Huele et al. // Annals of Glaciology.- 2003.- Vol. 37.-Pp. 286-292.

163. Jibson R. W. Use landslides for paleoseismic analysis // Engineering Geology. 1996. - Vol. 43. - Pp. 291-323.

164. Kanamori H. Magnitude scale and quantification of earthquakes // Tectonophysics. 1983. - Vol. 93. - Pp. 185-199.

165. Keefer D. K. Landslides caused by earthquakes // Geological Society of America Bulletin. 1984. - Vol. 95. - Pp. 406-421.

166. Keefer D. К. Investigating landslides caused by earthquakes a historical review // Surveys in Geophysics. — 2002. — Vol. 23.— Pp. 473-510.

167. Landslides caused by the M 7.6 Tecoman, Mexico earthquake of January 21, 2003 / D. Keefer, Navarro Ochoa C., J. Wartman et al. // Engineering Geology.- 2006. -Vol. 86, no. 2-3.- Pp. 183-197.

168. Landslides, earthquakes and erosion / B. D. Malamud, D. L. Turcotte, F. Guzzetti, P. Reichenbach // Earth and Planetary Science Letters. — 2004.-Vol. 229.-Pp. 45-59.

169. Landslides inventories and their statistical properties / B. D. Malamud, D. L. Turcotte, F. Guzzetti, P. Reichenbach // Earth Surface Processes and Landforms. 2004. - Vol.'29. - Pp. 687-711.

170. Late Jurassic-Early Cretaceous tectonics and paleogeography of northern Central Asia: a Himalayan type orogeny / M. M. Buslov, J. De Grave, C. Davies et al. // Journal of Asian Earth Sciences. — 2006.— Vol. 26, no. 2.-Pp. 128-142.

171. Meso- and Cenozoic tectonics of the Central Asian mountain belt: effects of lithospheric plate interaction and mantle plume / N. L. Dobretsov, M. M. Buslov, D. Delvaux et al. // International Geology Review.— 1996. Vol. 38. - Pp. 430-466.

172. Michaelis E. P. An ice period in the Altai mountains // Nature. — 1886. — Vol. 35, no. 894.-Pp. 149-152.

173. Milliman J. D., Syvitski J. Geomorphic/tectonic control of sediment discharge to the ocean: The importance of small mountainous rivers // Journal of Geology. 1992. - Vol. 100. - Pp. 525-544.

174. Molnar P., Tapponnie P. Cenozoic tectonics of asia: Effects of a continental collision // Science.- 1975.- no. 189.- Pp. 419-426.

175. Nye J. F. A comparison between the theoretical and the measured long profile of the unterar glacier // J. Glaciol. — 1952. — no. 2. — Pp. 103-107.

176. Nye J. F. The .flow of a glacier in a channel of rectangular, elliptic or parabolic cross-section // J. Glaciol. — 1965. — no. 5. — Pp. 661-690.

177. Nye J. F. The effect of longitudinal stress on the shear stress at the base on ice sheet // J. Glaciol. 1969. - no. 8. - Pp. 207-213.

178. Oerlemans J., 10 others. Modeling the response of glaciers to climate warming // Climate Dyn.- 1998.- Vol. 14, no. 4.- Pp. 267-274.

179. Oerlemans J. A flowline model for Nigardsbreen, Norway: Projection of future glacier length based on dynamic calibration with the historic record // Annals of Glaciology. 1997. - Vol. 24. - Pp. 382-389.

180. Pacheco J. F., Scholz С. H., Sykes L. R. Changes in frequency size relationship from small to large earthquakes // Nature. (Gr. Brit.).— 1992.- Vol. 355, no. 6355.- Pp. 71-73.

181. Paterson W. Secondary and tertiary creep of glacier ice as measured by borehole closure rates // Rev. ' Geophys. Space Phys.— 1977.— Vol. 15, no. 47-55.

182. Penk A., Brukner E. Die Alpen im Eizseitalter. Leipzig. 1909.

183. Ph. Huybrechts, P. de Nooze, H. Decleir. Numerical modeling of glacier D'Argentiere and its historic front variations. In: Glacier Fluctuations and Climatic Change. Edited by J. Oerlemans. Kluwer Academic Publisher, 1989, P. 373-389.

184. Price P. В., Walker R. M. Fossil tracks of charged particles in mica and the age of minerals // Jour. Geophys. Res. — 1963. — Vol. 68. — Pp. 4847— 4862.

185. Scholz С. H. Size distributions for large and small earthquakes // Bull. Seism. Soc. Am.- 1997.- no.'87.- Pp. 1074-1077.

186. Simonett D. S. Landslide distribution and earthquakes in the Bewani Tor-ricelli Mountains, New Guinea. Jennings J.N., Mabbutt J.A. Landform Studies from Australia and New Guinea. — Cambridge University Press: Cambridge, 1967.-Pp. 64-84.

187. Smedt В., Pattyn F. Numerical modelling of historical front variations and dynamic response of Sofiyskiy glacier, Altai mountains, Russiaannals of glaciology. v 37. p 143 149. // Annals of Glaciology. - 2003. - Vol. 37. -Pp. 143-149.

188. The encyclopedia of geomorphology. Edited by R.W. Fairbridge, Reinhold Book Corporation, New York, Amsterdam, London, 1968. 1295p.

189. Thermal annealing of fission tracks in apatite. 1. A Qualitative description / P. F. Green, I. R. Duddy, A. J. W. Gleadow et al. // Chemical Geoogy. 1986. - no. 59. - Pp. 237-253.

190. Thomas R. H. The creep of ice shelves: interpretation of observed behavior // J. Glaciol. — 1973.- Vol. 12.- Pp. 55-70.

191. Tschihatceff P. A. Vojage scientifique dans 1 Altai oriental et les parties adjacentes de la frontiere de Chine. Paris, 1845. Vol. 1. 446 p. Vol. 2. 36 P

192. Turcotte D. L. Self-organized criticality // Rep. Prog. Phys.— 1999.— Vol. 62. Pp. 1377-1429.

193. Wells D., Coppersmith K. New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement // Bulletin of the Seismological Society of America. — 1994. — Vol. 48, no. 4. Pp. 974-1002.