На правах рукописи

Самойлова Светлана Юрьевна

РЕКОНСТРУКЦИЯ ПЛАНОВОГО ПОЛОЖЕНИЯ ЛЕДНИКОВ

БАССЕЙНА ВЕРХНЕЙ ЧУИ (ЮГО-ВОСТОЧНЫЙ АЛТАЙ)

В МАКСИМУМ ПОСЛЕДНЕГО ПОХОЛОДАНИЯ

25.00.25 – геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации на соискание ученой степени

кандидата географических наук

Барнаул – 2011

Работа выполнена в Лаборатории гидрологии и геоинформатики Института водных и экологических проблем СО РАН

Научный руководитель кандидат географических наук, доцент Галахов Владимир Прокопьевич

Официальные оппоненты доктор географических наук, профессор Чеха Виталий Петрович кандидат геолого-минералогических наук, доцент Парначев Сергей Валерьевич

Ведущая организация Санкт-Петербургский государственный университет

Защита состоится 6 апреля 2011 года в 14 час. 30 мин. на заседании диссертационного совета Д 212.267.15 при Томском государственном университете по адресу: 634050, г. Томск, пр. Ленина, 36, ауд. 119.

С диссертацией можно ознакомиться в Научной библиотеке Томского государственного университета.

Автореферат разослан «2 марта 2011 г.»

Ученый секретарь диссертационного совета кандидат географических наук В.С. Хромых

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность исследования. В последние десятилетия особую актуальность приобрели фундаментальные исследования природных процессов, происходящих под влиянием климатических изменений. Одной из важных научных проблем является реконструкция природных обстановок в периоды плейстоценовых похолоданий. Как и в других горных странах, на Алтае оценки распространения палеоледников весьма противоречивы даже для последнего поздненеоплейстоценового похолодания. Для палеогляциологических реконструкций, как правило, используется морфологический метод (Ивановский, 1967; Окишев, 1982; Селиверстов и др., 1999 и др.). Поскольку оледенения наблюдались неоднократно, без достоверного датирования отделить отложения одних стадий от других весьма проблематично. К сожалению, прямые датировки моренных отложений единичны. Поэтому для реконструкции палеоледников целесообразно использование других методов, в том числе моделирования.

Актуальность данного исследования определяется также тем, что оценка распространения палеоледников имеет большое значение для создания геологических карт. При картировании четвертичных отложений важно знать их происхождение и возраст.

Объект исследования - бассейн верхней Чуи, включающий Чуйскую котловину и окружающие ее горные хребты, предмет исследования - ледники и ледниковые отложения максимума последнего похолодания в бассейне верхней Чуи.

Цель работы. Создание плановой модели оледенения максимума последнего похолодания в бассейне верхней Чуи и оценка ее достоверности.

Для достижения этой цели были сформулированы задачи:

1) рассмотреть особенности ледникового рельефа бассейна верхней Чуи и разработанные на основе его изучения схемы плейстоценовых оледенений;

2) разработать схему планового положения позднеплейстоценовых ледников на район исследований с использованием метода имитационного моделирования;

3) доказать достоверность предложенной схемы на основе анализа материалов геоморфологических исследований;

4) выполнить оценку влияния волноприбойных процессов ледниковоподпрудного озера на языки ледников и ледниковые отложения.

Фактический материал и методика исследований. В основе работы лежат опубликованные материалы геолого-геоморфологических исследований и схемы позднеплейстоценовых оледенений на район работ. Методологической основой работы является принцип актуализма, идеи М.В. Тронова об ороклиматической базе оледенения и работы Л.Н. Ивановского. В качестве основной методики реконструкции планового положения ледников использован метод имитационного моделирования, разработанный В.П. Галаховым (2001). В работе использованы современные космические снимки; существующие датировки;

фондовые материалы ОАО «Горно-Алтайская экспедиция»: геологические отчеты разных лет, геоморфологические карты, карты четвертичных отложений.

Волноприбойные процессы в Пра-Чуйском озере оценивались с помощью методов, разработанных для современных морей и водохранилищ.

Научная новизна:

1. Впервые для района исследований использована методика реконструкции планового положения позднеплейстоценовых ледников, основанная на балансовых и морфологических зависимостях площадей их фирновых бассейнов и языков.

2. На основе разработанной модели реконструированы параметры палеоледников в период максимума последнего похолодания.

3. Достоверность результатов моделирования подтверждена имеющимися материалами геоморфологических исследований, различными видами датирования рыхлых отложений.

4. Выполнена оценка влияния ледниково-подпрудных озер на ледники и ледниковые отложения с использованием методов, разработанных для современных морей и водохранилищ.

Защищаемые положения:

1. Разработанная схема планового положения ледников вполне достоверна; соответствующие конечно-моренные комплексы были сформированы ледниками максимума последнего похолодания.

2. В период последнего позднеплейстоценового похолодания оледенение носило горно-долинный характер, но его площадь была больше, чем на представленных ранее схемах.

3. Существовавшее в периоды оледенений в Чуйской котловине ледниково-подпрудное озеро способствовало разрушению ледников, контактировавших с его акваторией и переформированию моренных отложений. Это является одной из причин отсутствия выраженных конечно-моренных комплексов максимума последнего похолодания в отдельных долинах.

Теоретическая и практическая значимость работы. Модель планового положения позднеплейстоценовых ледников максимума последнего похолодания может быть использована при оценке и картировании четвертичных отложений. Выполненная оценка достоверности метода позволяет применять его для других районов Алтая.

Публикации и апробация работы. Результаты исследований были представлены на международной конференции «Интеллектуальный потенциал ученых России» (Барнаул, 2006); на V всероссийском совещании по изучению четвертичного периода «Фундаментальные проблемы квартера…» (Москва, 2007);

на геоморфологическом семинаре «Земная поверхность, ярусный рельеф и скорость рельефообразования» (Иркутск, 2007); на IX конференции молодых ученых ИВЭП СО РАН (Барнаул, 2009); на научном семинаре «Динамика экзогенных процессов в условиях изменяющегося климата» (Томск, 2009), на всероссийской молодежной конференции «Актуальные вопросы географии и геологии» (Томск, 2010); на международном гляциологическом симпозиуме «Лед и снег в климатической системе» (Казань, 2010), а также были заслушаны на научных семинарах в ИВЭП СО РАН (Барнаул, 2006-2010) и ИГ РАН (Москва, 2009).

Основное содержание диссертации изложено в 10 публикациях, в том числе 2 из них – в журналах, рекомендованных ВАК. Список публикаций приведен в конце автореферата.

Структура и объем работы. Диссертация изложена на 146 страницах машинописного текста, содержит 18 таблиц, 35 рисунков и состоит из введения, 4 глав и заключения. Список литературы включает 152 наименования.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ ДИССЕРТАЦИИ

Глава 1. Условия формирования оледенения бассейна р. Чуя Район исследований расположен в Юго-Восточной части Горного Алтая, который относится к Алтае-Саянской горной области и включает в себя Чуйскую котловину и окружающие ее горные хребты (рисунок 1).

Особенности современного оледенения района определяются совокупностью факторов, объединенных М.В. Троновым (1956, 1978) в понятие «Ороклиматической базы оледенения».

1. Климатический, или общеклиматический фактор – условия формирования макроклимата, измененные общими чертами орографии горной страны.

Климат Чуйской котловины относится к Монгольскому типу, характеризующемуся континентальностью и преобладанием антициклональной погоды (Тронов, 1956). Среднегодовая температура по станции Кош-Агач – -6,7о С, температура июля – +13,8о С, января – -32,1о С. Абсолютный минимум – -62о С, максимум – +31о С. Среднегодовое количество осадков по станции Кош-Агач – 127 мм, с максимумом в июле – 27 мм, по станции Бельтир – 132 и 39 мм соответственно (Научно-прикладной справочник…, 1993). В высокогорье количество осадков существенно выше: по результатам наших исследований, на высоте современной фирновой границы оно достигает 1100 мм (хр. Южно-Чуйский, долина р. Аккол), уменьшаясь при движении с запада на восток до 480 мм (хр. Чихачева) – 390 мм (хр. Сайлюгем) (Винокуров и др., 2008; Галахов и др., 2008).

2. Орографический, или ороклиматический фактор определяется размерами, расположением, высотой горных хребтов, экспозицией и крутизной их склонов. Современный рельеф сформирован в результате неотектонических подвижек, происходивших в 4 этапа: палеогеновый, неогеновый, эоплейстоценовый и плейстоценовый (Девяткин, 1965). В последний этап в результате неотектонических движений, эрозионных процессов и оледенений рельеф приобрел современный облик. В геоморфологическом отношении в пределах исследуемого района выделяются крупные морфоструктуры: Чуйская котловина длиной до 80 км, шириной до 40 км с отметками днища около 1750-2000 м; окружающие котловину высокие горные хребты – Южно-Чуйский (г. Иикту, 3936 м), Чихачева (г. Онгорхойн-Ула, 3754 м), Сайлюгем (г. Саржематы, 3499 м) и Курайский (г. Табожок, 3200 м). Южно-Чуйский хребет имеет типичные альпийские формы рельефа. Более сглаженный рельеф с обширными поверхностями выравнивания распространен в юго-восточной части ЮжноЧуйского хребта и в северо-западных отрогах хребтов Сайлюгем и Чихачева.

3. Морфологический фактор включает в себя микроклиматические особенности форм рельефа склонов и определяет существование отдельных ледников.

Общая площадь современного оледенения района исследований – 159,2 км2 (134 ледника). Наиболее крупный центр оледенения расположен в западной части Южно-Чуйского хребта в бассейне р. Чаган-Узун (82 ледника общей площадью 126,1 км2) (Каталог…, 1974). При движении на восток с понижением абсолютных высот и сокращением количества осадков уменьшается количество и площади ледников. Южные склоны хребтов Курайского и Сайлюгем практически не несут современного оледенения.

Наиболее распространены небольшие ледники: висячего типа (33 % от общего числа); каровые, карово-долинные и карово-висячие (39 %), а наибольшую площадь занимают крупные долинные ледники – 58% (Софийский, Большой и Малый Талдуринский, Ядринцева, Удачный и др.). Высота фирновой линии при движении с запада на восток изменяется от 2950 м (долинные ледники в бассейне Чаган-Узуна) до 3280 м на ледниках хребта Чихачева (Каталог…, 1974).

Формирование древнего оледенения, в соответствии с принципом актуализма, было также обусловлено вышеперечисленными факторами (Тронов, 1972).

Глава 2. Палеогеография неоплейстоцена Юго-Восточного Алтая В истории изучения плейстоцена Юго-Восточного Алтая выделяется этапа. Первые исследования Алтая как горно-ледникового района относятся к началу ХХ в. и связаны с именами В.В. Сапожникова, В.А. Обручева, В.И. Верещагина. Второй этап связан с проведением Второго Международного Полярного года (1932–1935 гг.) и характеризуется применением для территории Алтая альпийской четырехкратной схемы оледенений (Аксарин, 1937; Сперанский, 1937 и др.). Во время третьего этапа в период исследований по программам Международного Геофизического года (1957 – 1958), Международного гидрологического десятилетия (1965 – 1974) были произведены описания опорных разрезов, геоморфологических следов оледенения, следы ледниковоподпрудных озер (Щукина, 1960; Попов, 1962, 1967; Ивановский, 1962, 1965, 1967; Ефимцев, 1961; Лунгерсгаузен, Раковец, 1961; Девяткин, 1965; и др.). Начало четвертого этапа связано с появлением первых датировок опорных разрезов Юго-Восточного Алтая (Разрез…, 1978). Впоследствии эти разрезы были неоднократно описаны и отдатированы (Шейнкман, 2002; Бородавко, 2003;

Агатова и др., 2004; Зольников, Мистрюков, 2008 и др.). Продолжаются поиск и интерпретация геоморфологических следов оледенения уже с учетом датирования (Окишев, 1982; Селиверстов и др., 1999; Михайлов, 2001, 2005 и др.).

Большое количество работ посвящено проблеме образования и механизмов спуска ледниково-подпрудных озер (Окишев, 1976; Бутвиловский, 1993; Рудой, 1998, 2005; Парначев, 1999, Русанов, 2007, 2008; Бородавко, 2003, 2009;

Karling et al., 2002; Herget, 2005 и др.).

Время последнего поздненеоплейстоценового похолодания. Первая схема позднеплейстоценовых оледенений с привязкой к абсолютному возрасту составлена П.А. Окишевым (1982). В эпоху позднеплейстоценового похолодания он выделяет два мегастадиала, регрессивные фазы которых характеризовались стадиальными подвижками ледников. На основе датировок (Разрез…, 1978) сделан вывод о том, что наступание Чаган-Узунского ледника завершилось не ранее 56 тыс. лет и не позднее 32 тыс. лет назад. Возраст максимума второго мегастадиала определен на основе схемы цикличности климата А.В. Шнитникова (1963) – около 13 тыс. лет назад. Мегастадиалы разделяются периодом сокращения ледников, который характеризовался интерстадиальными условиями. Таким образом, согласно схеме П.А. Окишева, горное оледенение Алтая и покровные ледники севера Западной Сибири должны были развиваться метахронно. Впоследствии с использованием данной схемы П.С. Бородавко была обоснована эволюция Чуйско-Курайской лимносистемы (Бородавко, 2003, 2009).

С другой стороны, в настоящее время имеется ряд данных, свидетельствующих о синхронности последнего оледенения на Алтае с сартанским оледенением Западной Сибири (11–24 тыс. лет назад), максимум которого наблюдался около 18-20 тыс. лет назад. Датировки отложений последнего оледенения и предшествующего ему интергляциала объединены в таблице 1. На время начала наступания ледников указывают радиоуглеродные датировки древесины КИ – 912 и КИ – 913, обнаруженной в моренах массива Монгун-Тайга А.С. Ревушкиным (1979). Очевидно, потепление, предшествующее этому событию, носило интергляциальный характер, на что указывают останки древесной растительности выше современной границы леса (Ревушкин, 1979; Чистяков и др., 2000). Датировки в бассейне р. Иня СОАН-2240 и СОАН-2239 показывают, что прорывы ледниково-подпрудных озер начались около 25 тыс. лет назад (Барышников, 1992). Максимум похолодания маркируется радиоуглеродной датировкой черепа бизона СОАН-6612 из обнажения основной морены в долине р. Абай (Галахов, Русанов, 2008).

Космогенные датировки по 10Be показывают, что ледниково-подпрудные озера в бассейне р. Чуи существовали, по крайней мере, до 16 тыс. лет назад (Reuter et al., 2006; Рудой и др., 2006; Рудой, Земцов, 2010). Примерно такое же время (15,6 тыс. лет назад), показывают радиоуглеродные датировки начала накопления органики в озерах на Улаганском плато (Blyakharchuk et al., 2004).

Существуют также термолюминесцентные датировки отложений последнего похолодания в пределах исследуемого района. Так, В.С. Шейнкманом получены ТЛ-датировки отложений перигляциального комплекса в Чуйской котловине сартанского возраста. В устье р. Куэхтонар им получены датировки песков подпрудного бассейна перед сартанской мореной возрастом 14,5 ± 1,5 и 13,5 ± 1,5 тыс. лет (Шейнкман, 2002). ТЛ-датировки этого моренного комплекса, представленные в статье П. Карлинга с соавторами (2002), показали возраст 18и 30 тыс. лет назад. Но следует заметить, что в последнее время отношение ряда исследователей к реконструкциям, основанным на ТЛ-датировании неоднозначно, в особенности это касается датировок, полученных во второй половине ХХ века (Агатова и др., 2004, 2009, Зольников, Мистрюков, 2008 и др.).

Ледниковые отложения бассейна верхней Чуи и время их формирования. Проанализированы опубликованные материалы по стратиграфии и геоморфологии плейстоценовых отложений района исследований (Девяткин, 1965;

Разрез…, 1978; Окишев, 1980, 1982; Стратиграфия…, 1984; Бутвиловский, 1993; Шейнкман, 2002, Агатова и др., 2004, 2009; Рудой, Русанов, 2006;

Зольников, Мистрюков, 2008 и др.), а также фондовые материалы ГорноАлтайской экспедиции – геологические отчеты, геоморфологические карты, карты четвертичных отложений. Морфологически в современном рельефе выделяются отложения трех оледенений – средненеоплейстоценового (максимального, согласно терминологии Е.В. Девяткина) и двух поздненеоплейстоценовых (постмаксимальных).

Рассмотрены схемы плейстоценовых оледенений Юго-Восточного Алтая, составленные Е.В. Девяткиным (1965), Л.Н. Ивановским (Атлас…, 1978) и П.А. Окишевым (1982) на основе морфологического метода. Сопоставив их, мы предлагаем назвать второе постамксимальное (по Е.В. Девяткину), третью (мультинскую) стадию (по Л.Н. Ивановскому), второй мегастадиал (по П.А. Окишеву) – максимумом последнего похолодания. Его возраст соответствует сартанскому оледенению Западной Сибири, в соответствии с общепринятой региональной стратиграфической схемой (Четвертичная система…, 2008).

На схемах Е.В. Девяткина и Л.Н. Ивановского отмечено, что в максимум последнего похолодания оледенение хребтов Курайского и Чихачева было незначительным, а северные склоны хребта Сайлюгем были свободны ото льда на протяжении всего неоплейстоцена. Если в бассейне р. Тархаты реконструируются лишь наиболее древние ледники, то в соседних бассейнах Чаган-Бургазы и Уландрык ледников не отмечается, поскольку здесь нет ни конечных морен, ни стадиальных.

Таблица 1 – 14С и 10Ве датировки отложений позднего неоплейстоцена на Алтае обнажении основной морены озерно-ледниковых отложениях креции в линзах алевритов Курайская котловина, долина гравийно-галечная гряда Подстилающий аллювий ледника Правоцентральный Мугур Гигантская валунная берма Примечания * - датировки приведены из статьи А.Н. Рудого, Г.Г. Русанова (2006);

** - датировки приведены из статьи А.Н. Рудого, Э.Г. Брауна, В.П. Галахова, Д.В. Черных (2006).

Полевые работы в долине р. Уландрык, проведенные в рамках данного исследования, показали наличие следов древнего оледенения: троговая долина, валуны диаметром до 20 см с ледниковой штриховкой. Анализ скоростей течения показал, что современная река не могла транспортировать такие валуны. В долине р. Бугузун (хр. Чихачева) ни на одной из схем оледенение не отмечается, хотя в долине ее притока – р. Буйлюкем – в максимум последнего похолодания существовал крупный долинный ледник. Если рассчитать высоту снеговой границы с использованием имеющихся у авторов схем данных о ее депрессии, то верховья бассейнов рек в хр. Сайлюгем и Чихачева в максимум последнего похолодания должны были подниматься значительно выше снеговой границы.

Очевидно, оледенение существовало, но морфологическим методом не идентифицируется.

Глава 3. Плановое положение ледников в максимум последнего В соответствии с принципом актуализма, основные гляциоклиматические закономерности, такие как формирование приходной части баланса ледников преимущественно за счет твердых осадков, их лавинного и метелевого перераспределения, связь поверхностной абляции с температурой воздуха, можно рассматривать постоянными для разных эпох (Оледенение…, 2007). Для реконструкции оледенения бассейна верхней Чуи в максимум последнего похолодания использован метод имитационного моделирования, разработанный В.П. Галаховым (2001) с учетом представлений об ороклиматической базе оледенения (Тронов, 1956, 1976). В основе метода – модель баланса современных горных ледников для 6 ледниковых долин: Актру, Аккема, Мульты, верховий Катуни, Чаган-Узуна и Маашея, построенная по данным натурных наблюдений в этих долинах. Для палеоледников в модели понижается современная температура до того момента, когда его баланс будет равен нулю. Для стационирования палеоледника в период 18-20 тыс. лет назад потребовалось понижение температуры на 2оС (Галахов, Мухаметов, 1999). Используя матрицу баланса палеоледников, были получены высоты древней фирновой границы (линия нулевого баланса) и ледниковые коэффициенты.

Для оценки планового положения ледников в долинах, где провести подробное моделирование поверхностного массообмена невозможно, была разработана упрощенная схема расчета планового положения горных ледников (Галахов, 2001). Полученные с помощью подробной модели депрессия фирновой границы и ледниковый коэффициент были связаны с абляцией-аккумуляцией на высоте современной фирновой границы. Ее можно рассчитать для любой ледниковой долины по формуле Кренке-Ходакова (Кренке, 1982):

где А – таяние на высоте границы питания, tлет – средняя многолетняя температура воздуха за летний период (июнь-август) на высоте границы питания.

Зависимости получены статистически значимые (рисунок 2).

Рисунок 2 – Зависимость ледникового коэффициента К (А) и депрессии снеговой границы И.М. Лебедевой (2010) была математически обоснована связь средней летней температуры и депрессии снеговой границы в эпоху последнего похолодания на примере гор Высокой Азии. Коэффициент корреляции линейной связи депрессии снеговой границы и средней летней температуры для данного региона равен 0,95– 0,98. С помощью карт депрессии снеговой границы из работы И.М. Лебедевой (2010) и данных по абляции-аккумуляции на высоте современной снеговой границы из Атласа снежно-ледовых ресурсов (1997) нами были построены зависимости, аналогичные представленным на рисунке 2.

Зависимости также получились статистически значимые (рисунок 3).

депрессия снеговой границы, м Рисунок 3 – Зависимость депрессии снеговой границы в максимум последнего похолодания от величины абляции-аккумуляции на высоте современной фирновой границы Это полностью подтверждает правомерность использования величины современной абляции-аккумуляции для оценки депрессии снеговой границы.

Естественно, эти зависимости будут для разных горных стран свои (см. рисунки 2 и 3). Поэтому метод (Галахов, 2001) имеет ограниченную область применения – Горный Алтай. Для построения плановой модели палеоледника с помощью рисунка 2 можно найти депрессию фирновой границы и ледниковый коэффициент. Высоту современной фирновой границы можно рассчитать по данным Каталога ледников (1974) с учетом рекомендаций А.Н. Кренке (1982). При плановом построении палеоледников необходимо учитывать их толщину (для крупных долинных ледников не менее 250 м) и экспозицию склонов (на южных склонах высота фирновой границы принимается на 150 м выше). Построение фирнового бассейна и языка палеоледника следует производить с учетом его толщины и рельефа долины.

Оценка достоверности описанного метода проводилась ранее для долины р. Абай в Центральном Алтае (из морены получена датировка СОАН-6612, возраст 18 590 ± 345 лет) (Галахов, Русанов, 2008), верховьев р. Коксы (Рудой, Русанов, 2010). Произведенное в рамках диссертационной работы опробование метода на ключевых участках Юго-Восточного Алтая – долинах Тете (Курайская котловина) и Мугур (Массив Монгун-Тайга) показало хорошее соответствие результатов моделирования и материалов геоморфологических исследований.

Все это дало нам основание применить метод к бассейну верхней Чуи (рисунок 4). На полученную схему планового положения ледников наложена объемная модель ледниково-подпрудного озера. Линия уреза и глубины соответствуют абсолютной отметке зеркала озера 2100 м.

Количественные характеристики палеоледников приведены в таблице 2.

Общая площадь оледенения бассейна верхней Чуи в максимум последнего похолодания составляла около 3500 км2, что превосходит площадь современных ледников в 22 раза (при расчете площадей фирновых бассейнов в соответствии с рекомендациями П.А. Окишева (1982, с. 34) вводилась поправка 10%).

Положению ледников по модели, как правило, соответствуют выраженные в рельефе конечно-моренные комплексы (рисунки 5, 6). В долинах хребта Чихачева – Юстыд и Бар-Бургазы эти морены по морфологическим признакам отнесены Г.Г. Русановым, в соответствии с региональной стратиграфической схемой (Четвертичная система, 2008), к аккемскому оледенению поздненеоплейстоценового возраста, т.е. максимуму последнего похолодания. Морены у подножья Южно-Чуйского хребта отнесены к предшествующему ему чибитскому поздненеоплейстоценовому оледенению. Судя по результатам моделирования, они моложе и были сформированы ледниками максимума последнего похолодания. В долинах хребта Сайлюгем и р. Бугузун в хребте Чихачева, согласно модели, существовали крупные долинные ледники, но выраженных конечно-моренных комплексов максимума последнего похолодания не обнаружено.

При абсолютной отметке уреза ледниково-подпрудного озера в 2100 м языки ледников и ледниковые отложения подвергались влиянию озера: это ледники Чаган-Узун, Елангаш, Ирбисту, Кокозек (хребет Южно-Чуйский), Чаган-Бургазы (хребет Сайлюгем), Бугузун (хребет Чихачева). Таким образом, результаты моделирования в большинстве случаев, так или иначе, подтверждаются геоморфологическими материалами. Наблюдаются расхождения в определении возраста морен, но к настоящему моменту он не подтвержден абсолютными датировками.

Рисунок 4 – Схема планового положения ледников бассейна верхней Чуи в максимум Условные обозначения: 1 – направление движения льда; 2 – осевые части горных хребтов; – урез Пра-Чуйского озера; 4 – реки; 5 – языки палеоледников; 6 – фирновые бассейны.

Основные ледниковые долины: 1 – Чаган-Узун, 2 – Елангаш, 3 – Ирбисту, 4 – Себыстей, 5 – Кокозек, 6 – Тархата, 7 – Чаган-Бургазы, 8 – Уландрык, 9 – Юстыд, 10 – Бар-Бургазы, 11 – бассейн Бугузуна, 12 – массив Талдуаир, 13 – Кокоря.

Таблица 2 – Площади палеоледников в бассейне верхней Чуи в максимум последнего похолодания р. Уландрык (с Рисунок 5 – Схема расположения ледников хребтов Южно-Чуйского и Чихачева в максимум Условные обозначения: 1 – граница распространения ледниковых отложений чуйского оледенения; 2 – морены чибитского оледенения; 3 – граница флювиогляциальных отложений; - граница распространения ледниковых отложений аккемского оледенения; 5 – конечные и береговые моренные гряды аккемского оледенения; 6 – фирновые бассейны; 7 – языки палеоледников; 8 – направления движения льда.

А – Северо-восточный склон Южно-Чуйского хребта. Долины: 1 -Чаган-Узун; 2 - Елангаш; - Ирбисту; 4 - Себыстей; 5 -Кокозек; 6 – Тархата. Б – Западный склон хребта Чихачева. Долины: 1 – Богуты; 2 – Чаган-Гол; 3 – Нарын-Гол; 4 – Бар-Бургазы.

Примечание – Контуры ледниковых отложений и моренных гряд нанесены по материалам карты палеоген-четвертичных отложений и геоморфологической карты, составленных Г.Г. Русановым.

Рисунок 6 – Моренные комплексы у подножья хр. Южно-Чуйского (А) и хр. Чихачева (Б).

Фрагменты космических снимков ASTER (14.09.2008 г. и 22.09.2010 г.) Глава 4. Влияние ледниково-подпрудного озера на языки ледников и В настоящий момент существование в Чуйской и Курайской котловинах озер в периоды оледенений не вызывает сомнений. Следы их деятельности прослеживаются по периферии котловин в виде многочисленных волноприбойных террас, подробное описание которых можно найти в работах (Попов, 1962; Девяткин, 1965; Бородавко, 2003; Русанов, 2007, 2008 и др.), озерных отложений, а также дропстоунов, перенесенных в акваторию айсбергами, отколотыми от ледников.

Время существования озера в период последнего похолодания оценивается в несколько тысяч лет. О времени формирования и первых прорывах палеоозер – около 25 тыс. лет назад – можно судить по радиоуглеродным датировкам озерных отложений в бассейне р. Иня (Барышников, 1992). Имеются многочисленные свидетельства существования озера в Чуйской котловине, по крайней мере, до 16 тыс. лет назад (см. таблицу 1). Очевидно, это время соответствует началу деградации ледников максимума последнего похолодания.

Абсолютная отметка зеркала озера 16 тыс. лет назад составляла не менее 2000 м (положение датированных дропстоунов (Reuter et al., 2006)) и не более 2100 м (максимальный уровень волноприбойных террас, по П.С. Бородавко (2003)). Исходя из высоты этой отметки, мощность ледниковой плотины, сформировавшей ледниково-подпрудное озеро, составляла не менее 350 – 400 м (при условии ее расположения в районе устья Куэхтонара), или не менее 650 м (при условии ее расположения ниже Курайской котловины). Существование, с одной стороны, волноприбойных террас, выработанных в моренных отложениях, с другой – дропстоунов возрастом около 16 тыс. лет назад указывают на то, что в период последнего похолодания озеро контактировало как с моренами, так и непосредственно с языками ледников, поскольку транспортировка дропстоунов могла осуществляться только с помощью айсбергов.

Характеристика волноприбойных процессов Пра-Чуйского озера.

Параметры волн определяются скоростью, временем действия ветра и разгоном волн для водоема, линейные размеры которого не превышают 100 км и выполняется условие: H>0,50 (волны на «глубокой воде»), где H – глубина бассейна, а 0 – средняя длина волн на бесконечной глубине (Руководство…, 1978).

Высоты и периоды волн Пра-Чуйского озера (таблица 3) рассчитывались с помощью программы «Береговой инженерный калькулятор», разработанной в ИВЭП СО РАН И.О. Леонтьевым, К.В. Марусиным и А.А. Шибких. В ее основе лежат формулы, разработанные Ю.М. Крыловым с соавторами (Крылов, 1975):

где H и T – средняя высота (м) и период волны; V - скорость ветра, м/с; X длина разгона волн, м; h - средняя глубина водоема на разгоне, м; g - ускорение свободного падения, м/с2.

Ударное воздействие волн рассчитывалось с помощью формулы Хирои (Пышкин, 1973; Goda, 2000):

где Р – давление (сила на единицу площади) прибойной волны на вертикальную стенку Н/м2, – плотность воды, кг/м3, g – ускорение свободного падения, м/с2, Н – высота волны, м.

Таблица 3 – Средняя (H, м) и значимая (Hsig, м) высота волн в «глубоком» водоеме при нерегулярном волнении Максимальные скорости ветра приняты равными современным (Справочник…, 1966), хотя при наличии в котловине озера они должны быть еще выше (Методические рекомендации…, 1975). Преобладающие направления ветров приняты субширотными, как и современные. О постоянстве направлений ветров со времени последнего оледенения свидетельствуют особенности ориентировок каров на Алтае (Ивановский, 1967, 1981), направления форм эолового рельефа в равнинной части Сибири (Зыкин, 2010). Сама морфология котловины, ее вытянутость с запада на восток во многом определяет направление ветра.

С учетом этого картина волнового воздействия на берега Пра-Чуйского озера выглядела следующим образом (рисунок 7).

Высота волн палеоозера при ураганных ветрах (30 м/с) достигала 4,5 м (таблица 3), а сила давления – 60 кН/м2 (6 т/м2) и более (рисунок 8). Подобные величины давления волн являются критическими для некоторых видов связных и полускальных грунтов (Есин и др., 1980), и способны сдвинуть с места, даже опрокинуть довольно крупные блоки горных пород (Баском, 1966).

Рисунок 7 – Высоты волн в прибрежных частях акватории Пра-Чуйского озера Примечание – Волны рассчитаны при следующих исходных параметрах: преобладающие направления ветра – субширотные; скорость ветра – 10 м/с.

Рисунок 8 – Зависимость давления прибойной волны Р от ее высоты Н 1 – глина (dPQ3-4); 2 – песчаник слабосцементированный (P2tt2); 3 – суглинок (fgQ2); 4 – алевролит (P2kz2).

Примечание – красными линиями указаны пределы сопротивления волновому воздействию, переведенные в кН/м2 (Есин и др., 1980, с. 58, таблица 4).

При воздействии волн подобной силы языки ледников разрушались, а переносимый ими моренный материал выносился в акваторию озера. Наибольшей высоты волны достигали у северо-восточных склонов Южно-Чуйского хребта и западного склона хребта Чихачева. Исследование петрографического состава дропстоунов (Девяткин, 1965) указывает на то, что они были вынесены в озеро из Южно-Чуйского хребта ледниками долин Чаган-Узун, Ирбисту, Тархаты.

Еще одним важным фактором разрушения языков ледников являлась термоабразия. Современные аналоги таких ледников характеризуются значительным разрушением языка (формируется ледяной обрыв) и отсутствием конечной морены.

Переформирование моренных отложений осуществлялось через классические механизмы формирования берегов (Есин и др., 1980; Поздняков, 1988;

Леонтьев, 2001; Овчинников и др., 2002 и др.) с развитием типичных для современных водоемов форм берегового рельефа.

1. Современное оледенение бассейна верхней Чуи – результат взаимодействия комплекса факторов – «ороклиматической базы». В периоды похолоданий механизмы влияния этих факторов на оледенение были аналогичны современным.

2. В настоящее время имеется ряд данных, свидетельствующих о синхронности последнего похолодания на Алтае с сартанским оледенением Западной Сибири. Время его максимума – 18-20 тыс. лет назад.

3. Морфологический метод не всегда дает объективную картину былого распространения ледников. Об этом говорят значительные различия в интерпретации одного и того же фактического материала, несоответствие параметров палеоледников ороклиматической базе.

4. Согласно результатам моделирования, в максимум последнего похолодания оледенение бассейна верхней Чуи носило горно-долинный характер, его площадь составляла около 3500 км, что в 22 раза больше площади современных ледников района.

5. Проверка результатов моделирования показала, в основном, соответствие положения ледников и конечно-моренных комплексов. Расхождения наблюдаются для ледников, испытавших воздействие озера. Террасированность внешнего края морен, сглаженность их форм или отсутствие выраженных «классических» морен в рельефе – результат волноприбойных процессов ПраЧуйского озера, что подтверждено расчетами параметров волн, выполненными с помощью общепринятых подходов.

Таким образом, модель планового положения ледников на максимум последнего похолодания вполне достоверна и позволяет оценить их распространение. В некоторых случаях модель дает приближенное положение языков ледников, поэтому необходимо использование и других методов (морфологического, споро-пыльцевого, датирования по 14С, 10Ве и др.). При затрудненной диагностике древнеледниковых форм рельефа с помощью модели можно ориентировочно определить их генезис и время формирования.

Список работ, опубликованных по теме диссертации в изданиях, рекомендованных ВАК:

1. Галахов В.П., Самойлова С.Ю. Древнее оледенение «сухих» долин Чуйской котловины (Юго-Восточный Алтай) // Известия РГО.– 2008. – Вып. 3.

– С. 35 – 39.

2. Винокуров Ю.И., Галахов В.П., Самойлова С.Ю., Циликина С.В., Быков Н.И., Аюрзана Ч. Опыт использования ледников для оценки современного увлажнения (Чуйская котловина, Юго-Восточный Алтай) // Проблемы региональной экологии. – 2008. – №6. – C. 58 – 63.

в других изданиях:

3. Самойлова С.Ю. Методологические аспекты палеогляциологических исследований // Интеллектуальный потенциал ученых России – 2006.– №4. – С. 74 – 77.

4. Галахов В.П., Самойлова С.Ю. Оледенение Чуйской котловины в максимум последнего похолодания (Юго-Восточный Алтай) // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. Материалы V всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. – М.: Геос, 2007. – С. 70 – 72.

5. Галахов В.П., Самойлова С.Ю. Моделирование планового положения ледников периода максимума последнего похолодания (по исследованиям в Чуйской котловине) // Земная поверхность, ярусный рельеф и скорость рельефообразования: материалы иркутского геоморфологического семинара, чтений памяти Н.А. Флоренсова. – Иркутск: Ин-т земной коры СО РАН, 2007. – С. – 181.

6. Галахов В.П., Самойлова С.Ю. Оледенение максимума последнего похолодания хребта Сайлюгем (Юго-Восточный Алтай) // Природные ресурсы Горного Алтая. – 2007. – № 2. – С.36 – 38.

7. Галахов В.П., Самойлова С.Ю., Быков Н.И., Циликина С.В., Аюрзанна Ч. Современные осадки днища Чуйской котловины (Юго-Восточный Алтай) // Мир науки, культуры, образования. – 2008. –№5(12) – С. 32 – 35.

8. Самойлова С.Ю. Влияние волноприбойной деятельности ледниковоподпрудного озера на языки ледников Чуйской котловины в позднем плейстоцене // Природные ресурсы Горного Алтая. – 2009.– №1. – С. 83 –86.

9. Самойлова С.Ю. К вопросу о времени последнего плейстоценового похолодания на территории Алтая // Труды Томского государственного университета. – Т. 277. – Сер. геолого-географическая: Актуальные вопросы географии и геологии: Матер. Всерос. молодежной науч. конф. – Томск: Изд-во Том. ун-та, 2010. – С. 44 – 46.

10. Самойлова С.Ю. Депрессия снеговой границы горных ледников в максимум последнего похолодания (поздний плейстоцен) и возможности ее оценки // Мир науки, культуры, образования. – 2010. –№6(25). – Ч. 1. – С. 242 – 244.