Новейший геодинамический режим и обстановки четвертичной седиментации Восточно-Уральского плато

Глава III. Геоморфологическое строение Восточно-Уральского плато.

С целью характеристики и анализа геоморфологического строения автором была построена схема геоморфологического строения Восточно-Уральского плато масштаба 1:400000 и серия геоморфологических профилей по известным методикам (например, Костенко, 1999). Возраст элементов рельефа определен, с одной стороны, на основе данных по стратиграфии слагающих геоморфологические элементы образований, а с другой стороны, - на основе литературных данных по формированию горно-складчатого сооружения Южного Урала.

Формирование и тектоническое развитие Южно-Уральского орогена. По существующим в настоящее время представлениям до олигоцена, то есть в позднем мелу - эоцене, никакого сильного сноса с Южного Урала не было, и он, вероятно, почти целиком заливался морем (Копп, 2005б). В середине эоцена началась регрессия, а на территориях к востоку оформилась низменная аккумулятивная равнина (Изменение , 1999). Западнее, по М.Л. Коппу, в Зауралье и Тургайском прогибе вплоть до конца раннего олигоцена существовал шельфовый бассейн. Складчатость началась после раннего олигоцена, а закончилась в конце олигоцена либо в раннем миоцене. Этот временной интервал соответствует савской и, может быть, штирийской орогеническим фазам. В среднем олигоцене прервалась связь Среднеазиатского и Западно-Сибирского бассейнов и окончательно установились континентальные условия (Копп, 2005а, 2005б). Новейшая активизация Южного Урала началась в раннем олигоцене и интенсивно продолжилась в миоцене; она сопровождалась также складкообразованием савской и штирийской фаз. Поднятие Южного Урала в миоцене было медленным - конденудационным, только на рубеже миоцена-плиоцена началось конэрозионное развитие, когда появились первые конусы выноса, подчеркнувшие новообразованный Сакмарский уступ восточной экспозиции. Между миоценом и плиоценом произошли аттическая и роданская фазы, а в плейстоцене произошло резкое усиление орогенического подъема (Лидер, 1976). Новейшее воздымание происходило одновременно с орогенезом в соседней части Альпийского пояса. Главная коллизия там началась в раннем миоцене (штирийская фаза). Коллизия на рубеже миоцена - плиоцена в аттическую фазу фиксируется появлением грубых моллас, а горообразование позже усилилось в плейстоцене (валахская фаза). В.Н. Пучков (2004) также аргументирует позднекайнозойский возраст высоких поверхностей выравнивания. Ритмический рисунок орогенической кривой Южного Урала подобен таковому южной коллизионной зоны (Копп, 2005а), а сам регион входит (Тевелев, 2003) в динамический ансамбль Индо-Азиатской коллизионной области, и в своем развитии испытал все основные фазы альпийских движений.

Схема геоморфологического строения Восточно-Уральского плато. 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. Склоновые элементы рельефа представлены 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 цокольных террас и их эрозионными уровнями. Показаны поздненеоплейстоценовые террасы и их склоны, поздненеоплейстоцен-голоценовые склоны нерасчлененные, а также озерные котловины и поверхности современного эрозионного вреза, пойменных и низких надпойменных террас нерасчлененных.

В центральной части территории Восточно-Уральского плато субмеридионально проходит основной водораздел, разграничивающий бассейны р. Урал и р. Тобол. Сводовый изгиб поверхностей выравнивания в центральной части, а также веерный изгиб уровней поверхностей выравнивания в пределах отдельных структур обусловлен динамикой новейшего развития. Изгиб прослеживается между каждыми двумя соседними поверхностями, то есть вертикальные движения имели перманентный характер и происходили на протяжении всего четвертичного времени.

Древняя останцовая поверхность выравнивания (O pN) развита лишь в северо-западной части плато, а также приурочена к вершине Чекинского хребта. Поверхность датируется весьма условно - олигоценовым временем, ее формирование может быть связано с первыми этапами активизации Южно-Уральского орогена, соответствующей савской фазе. Останцовая поверхность резко выделяется в рельефе и характеризуется высотами от 500 м до 780 м. Бабарыкинская поверхность выравнивания (N Bb) высотой 460 - 500 м датируется миоценом, распространена в северо-западной части плато, а также приурочена к вершинам шиханов карабулакской и сыртинской групп. Возраст поверхности коррелируется с событиями аттической и роданской фаз складчатости. Джабыкская плиоцен-эоплейстоценовая поверхность (N-Q Dj) имеет существенно более широкое распространение. Образование этой поверхности (с высотами 420 - 460 м) коррелируется с одной из главных в регионе - валахской - фазой складчатости. Сопоставляется с VII (увельской) террасой уральских рек. Родничковская поверхность выравнивания (Q_Ird) характеризуется приуроченностью к высоте 400 м, коррелируется с VI (миасской) террасой транзитных рек Южного Урала. Березиновская поверхность выравнивания (Q_Ibz) является наиболее низкой из группы поверхностей выравнивания денудационного типа рельефа и характеризуется высотными отметками на всей территории от 360 - 380 м в центральной части до 320 м в восточной части плато. Коррелируется с V (черноскутовской) террасой крупных рек Урала и датируется второй половиной раннего плейстоцена.

Ключевская поверхность выравнивания (Q_IIkL) относится к типу денудационно-аккумулятивного рельефа и датируется первой половиной среднего неоплейстоцена. Ее образование относится к периоду четвертичной перестройки направления дренажа на Восточно-Уральском плато с субмеридионального к субширотному, а в климатическом смысле частично синхронно крупному теплому и влажному эпизоду климатической истории - сылвицкому (тобольскому, лихвинскому) межледниковью. Породы, вышедшие в рельеф при образовании Ключевской поверхности, обычно глубоко переработаны и представляют собой разнообразные элювиальные комплексы вплоть до глинистых кор выветривания. Бородиновская поверхность выравнивания (Q_IIb) второй половины среднего неоплейстоцена характеризуется обстановкой формирования в современной - субширотной структуре дренажной сети. Сопоставляется с III (исетской) террасой транзитных рек Урала и датируется среднеуральским временем. Озернинская (Q_IIIoz) и Ясненская (Q_IIIys) поверхности распространены исключительно в восточной части территории и представляют собой самые нижние элементы денудационно-аккумулятивного рельефа Восточно-Уральского плато. Первая коррелируется с камышловской террасой (первая половина позднего неоплейстоцена), вторая - режевской и отвечает второй половине позднего неоплейстоцена.

Склоновый рельеф (С_IIa-b и С II-III) образует врезы, соединяющие поверхности выравнивания. Морфология склонов, их геометрические и литологические характеристики пространственно очень изменчивы. Крупные формы склонового рельефа развиты в зонах перехода от денудационного к аккумулятивному рельефу, в меньшей степени они представлены молодыми придолинными склонами. К аккумулятивному типу рельефа относятся ранне-средненеоплейстоценовые террасы нерасчлененные долины р. Урал (в том числе выделяемые В.М. Мосейчуком и др. (2000а, 2000б) комплексы миасской и черноскутовской террас), средненеоплейстоценовые надпойменные террасы (исетская, уфимская), а также поздненеоплейстоценовые (камышловская и режевская террасы) и поздненеоплейстоцен-голоценовые речные террасы и озерные котловины.

На схеме геоморфологического строения Восточно-Уральского плато отображены основные линейные структурно-морфологические элементы. К ним относятся водораздел каспийского и полярноморского бассейнов, который окончательно сформировался в середине среднего неоплейстоцена, новейшие разломы и линеаменты. Рельефообразующие активные разломы, ограничивающие новейшие поднятия, приурочены к долгоживущим и (или) реактивированным разломным зонам. Структурно-обусловленные морфологические линеаменты выражены спрямленными участками долин рек либо их притоков. Выраженные в рельефе новейшие разломы представлены уступами и на схеме они часто маркируются спрямленными границами поверхностей выравнивания. В восточной части территории некоторые новейшие разломы совпадают с границей Восточно-Уральского плато. Также отображены основные структурно-обусловленные вершины.

Морфология речных долин Восточно-Уральского плато. Речные долины восточного склона Южного Урала отчетливо сегментированы. Сегментация долин проявляется как в особенностях морфологического строения долины, так и в строении аллювиальных комплексов. В ряде случаев прослеживается закономерная позиция разновозрастных комплексов аккумулятивных террас в зависимости от локальной морфологии долинных впадин. Достоверно показано, что сегментация речных долин обусловлена не литологическими факторами (составом подстилающих коренных), а структурными, динамическими и тектоническими факторами. Это продемонстрировано на примере двух долин - р. Мал. Караганки, принадлежащей бассейну Урала, и реки Акмулла с ее продолжением Карагайлы-Аят, относящейся к бассейну Тобола. Наиболее характерные особенности сегментации прослеживаются и для остальных речных долин Восточно-Уральского плато. Кроме структурно-морфологической дифференциации сегментов единой речной долины, в ряде случаев устанавливается и возрастная дифференциация, проявляющаяся в различиях в возрасте заложения и скорости морфологического преобразования (перестройки) отдельных участков долины. В частности, это объясняется различием скоростей эрозионно-аккумулятивных процессов на участках различного простирания.

Средненеоплейстоценовая перестройка орографической сети восточного склона Южного Урала. Вопрос о перестройке эрозионной речной сети с субмеридиональной на субширотную затрагивался многими исследователями Южного Урала (Сигов и др., 1968, Трифонов, 1960, Лидер, 1976, Тевелев, 2003 и др.), однако датировка этого события существенно различается (от границы олигоцена-миоцена до среднего плейстоцена). Основываясь на результатах полевого изучения и структурно-морфологического анализа Восточно-Уральского плато, можно утверждать, что перестройка всей орографической сети восточного склона Южного Урала происходила между первой и второй половинами среднего неоплейстоцена. Уфимский аллювиальный комплекс формировался либо в меридиональных долинах, либо в условиях более сложного гидрографического режима. Во всех изученных случаях он вскрыт на значительном удалении от молодой долины, в сегментах, характеризующихся наличием ослабленных субмеридиональных зон. Механизм перестройки мог быть выражен в заложении по ослабленным зонам новых речных долин либо в разрастании уже существующих притоковых долин и русловых форм высоких порядков. Исетский аллювий (второй половины среднего неоплейстоцена) накапливался уже в условиях, близких к современным.