CC BY
73
РЕКОНСТРУКЦИИ «ФЛЮВИАЛЬНЫХ КАТАСТРОФ» В ГОРАХ ЮЖНОЙ СИБИРИ И ИХ ПАРАМЕТРЫ
П. А. Окишев, П.С. Бородавко
В статье рассматриваются гсолого-геоморфологлческие признаки акватории Чуйско-Курайской палео.ш.чносиаемы, механизм и режим ед опорожнения, сделана оценка вероятных объемов эпизодичесхнх сбросов йоды через ледниковую плотину и среднесуточных расходов р. Чуй в период снижения уровня лимносистемы
Ледниковые эпохи Земли сопровождались регрес- Сокращение гидросети происходило в результате от-
сиейуровня Мирового океана, так как огромные мае* торжения ледниками вершинных частей речных бассы атмосферной влаги концентрировались в ледни- сейнов. Поэтому именно функция последних в фор*
ках и практически исключались из годового влагоо- мировании речного стока менялась наиболее суще-
борота. Как отмечается многими исследователями, ственно как в процессе эволюции оледенения, так и
ледниковья характеризовались не только понижени- по сравнению с межледниковым периодом. Анализ
ем летних температур, но и сокращением количества материалов геолого-геоморфологическнх исследова-
выпадавших атмосферных осадков, что объясняется ний в Чуйской и Курайской котловинах, а именно:
уменьшением испарения с более холодной поверхно- пределов распространения ледниковых отложений
сти океанов. В связи с расширением площадей оледе- 1-го и 2-го позднеплейстоценовых мегастадиалов. со-
нения в высоких широтах и образованием леднико- отношения ледниковых и озерно-ледниковых отложе-
вых барьеров на пути высокоширотных влагонесу* ний, особенностей распространения озерных волноп-
щих воздушных масс последние смещались в более рибойных террас, речных террас в долине Чуй на уча-
низкие широты. Поэтому в горах Южной Сибири, ве- стке между котловинами и ниже Курайской коглови-
роятно, не уменьшались годовые суммы атмосферных ны, местоположения грядового рельефа («ряби тече-
осадков, хотя происходило существенное изменение ния»), а также имеющихся датировок абсолютного
соотношения доли жидких и твердых осадков в пользу возраста рыхлых отложений позволяют в основных
последних. Совместно с более холодным температур- чертах реконструировать процесс заполнения водой
ным фоном абляционного периода твердые атмосфер- этих межгорных котловин.
ные осадки обеспечивали увеличение размеров гор- Как видно из рис. 1 и 2, пределы максимальноного оледенения. По мере расширения площади оле- го продвижения наиболее крупных ледников в Чуйс-
денения Алтая все больше сокращалась не занятая кую котловину маркированы обширными моренны-
ледниками поверхность бассейнов водосбора рек, со- ми покровами с четко выраженным крутым дисталь-
кращалась длина гидрографической сети [10]. Меня- ным склоном. Ледники Тархатгинский и Ирбисту
лось соотношение составляющих питания рек, а еле- оканчивались на отметках около 2100 м, Чаганузунс-
довательно перестраивался и режим речного стока, кий ледник восточным крылом опускался до высоты
Рис. 1. Конечно-моренный комплекс ледников: А - Тархаттинского. Б - Чаган-Узунского в максимум позднепдейстоценового
оледенения Фрагменты снимков SPOT (1996 г.)
ВЕСТНЖ ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Рис. 2, Обнажение озерно-ледниковых а л елро пел ити в ы х осадков в конце эпигеньлического
участка долины р. Чаган-Узун
около 1900 м. Фронт морен Тархатты и Ирбисту имеет не очень выразительные признаки былого воздействия на них пра-Чуйского озера (не более двух узких волноприбойных террас в нижней части склона) Зато на морене Чаган-узунсюого ледника волноприбойные террасы представлены не только на отложениях позднеплейстоценового максимума оледенения, но и на первой постмаксимальной морене В Курайской котловине серией волноприбойных террас моделирован дистальный склон морены позднеплейстоценового максимума ледника Тстё у подножья Севсро-Чуйско-го хребта и морены в устьях долин Таджилу и Арто-л)тс на склоне Курайского хребта.
Отмеченный факт относительно хорошей сохранности следов волновой деятельности былых водоемов до настоящего времени свидетельствует о том, что во время выработки этих террас материал конечной морены был уже не только отложен, но и достаточно уплотнен. Это означает, что в период формирования конечных морен максимума позднеплейстоценового оледенения озер в котловинах не было или, по крайней мере, если таковые уже возникли, их уровень не достигал отметок окончания упомянутых ледников (в Чуйской котловине - 1900 м, к Курайской - 1650 м). Об этом свидетельствует и другой важный факт: в ущелье Чаган-Узуш за пределами фронта позднеплейсгоценовых морен ленточные отложения, представленные двумя пачками, подстилаются флювиогляциальными галечниками, которые могли формироваться только в условиях свободного стока талых вод в начальный период деградации оледенения. Этот контакт ленточных и флювиогляциальных отложений представлен на отметках ниже 1800 м, что также подтверждает сценарий существенного запазды-
вания формирования озера в сравнении с ледниковым максимумом.
Почему же наполнение котловин водой отставало, запаздывало по сравнению с наступанием ледников и сток длительное время не блокировался ледниками, спускавшимися в долину Чуй? Как нам представляется, было две причины этого запаздывания, а именно:
1. Ледники, выдвинувшиеся в долину Чуй ниже котловин, в трансгрессивной фазе характеризовались интенсивным блоковым дроблением льда, трещиноватостью, что обеспечивало нахождение талыми водами достаточных каналов стока. В этом отношении некоторым примером может служить опускание в долин>т Чуй Ма-ашейеюго и Куэхганарского ледников в максимум 2-го позднеплейстоненового мегастадиала [9,10].
2. В связи с прогрессивно возраставшими затратами атмосферных осадков на питание трансгрессировавшего оледенения общий объем стока в котловины неуклонно сокращался и своего минимума достиг накануне предельного развития позднеплейстоценового оледенения. И это было главной причиной в запаздывании максимального уровня заполнения леднико-во-подпрудного Чуйско-Курзйского водоема по сравнению с максимумом наступания ледников.
Второй тезис требует, однако, дополнительных пояснений, потому что в некоторых публикациях по реконструкции ледникового стока и динамики Чуйско-Курайского ледташово-подпрудного водоема [1,13] сделаны прямо противоположные данному тезису выводы. Так, например, в статье [13] утверждается, что «в ледниковый максимум вюрма объем талого стока с ледников был почти в 30 раз больше современного» (с. 238) и
«межгорные котловины, имеющие по одному узкому и глубокому каналу стока, в ответ на ледниковое подпру-живание немедленно отвечали концентрацией талых вод» (с. 239). Эти выводы предварены оценкой абляции на границе питания в максимум оледенения и расчетом объема ледникового стока по формуле №=5А ~ Р.^0,55, где 5 -площадь всего ледника в м2, - внутреннее
питание ледника.
Внешне все вроде бы корректно, но так ли на самом деле?* Прежде всего следует заметить, что при реконструкции былого пространственного положения границы питания надо учитывать мощность ледников, особенно при пологих уклонах их поверхности, как это было при выходе ледников из горных долин в котловины. Некритичное, механическое использование теоретических разработок для иных условий, недоучет очевидных природных фактов привели к тому; что годовой объем стока по [13] получился почти в 7 раз больше современного общего годового речного стока! И, к сожалению, эту цифру (8,8 куб. км) один из авторов статьи принимает как реальную в дальнейшем при реконструкциях времени (периода) заполнения котловин талыми водами и динамики водоема. Как видно из формулы, авторами статьи принято допущение, что граница питания делит ледник на две равные части. В таком случае это означает, что ледник характеризуется нулевым балансом массы, независимо от величины . По А.Н. Кренке [6], даже в настоящее время на величину внутреннего шггания деградирующего оледенения Алтая затрачивается до 14% годовых сумм осадков. Но ведь та площадь оледенения, для которой произведен расчет ледникового стока (в 35 раз больше современной суммарной площади всех ледников бассейна Верх. Чуй), не возникла внезапно, на ее формирование прогрессивно затрачивалась какая-то часть атмосферных осадков, исключавшихся из годового влагооборога, что и оговорено А.Н. Кренке [6], предложившего формулу расчета абляции.
По мере снижения границы питания трансгрессировавшего оледенения перестраивалась структура зон льдообразования и их высотные границы, все большие площади оледенения сокращали ледниковый сток, а в зонах снежного и инфильтрационно-рекристали-зационного льдообразования он (сток) прекращался полностью [5]. Известно также [4], что вторая половина ледниковых эпох характеризуется крайне сухими и холодными климатическими условиями.
По исследованиям Ю.К. Нарожного [7], в настоящее время на ледниках Центр. Алтая талый сток полностью прекращается с поверхностей, располагающихся на 250-300 м выше границы питания. Если примем такой же высотный интервал для позднеплей-
* Примечание авторов статьи о том, что доля ледникового стока ими принята за 80 % от общего объема годового стока не аргументирует полученную ими цифру, а усугубляет абсурдность сделанной оценки. Общий годовой сток составлял, следовательно, 11 куб. км, т.е. слой стока достигал более 1000 мм по всей площади бассейна Верхней Чун.
стоценового оледенения, то окажется, что ледниковые площади выше 2450-2500 м над уровнем моря не давали талого стока, а это составляет более половины общей площади былого оледенения рассматриваемой части бассейна р. Чуй.
Вернемся, однако, к процессу заполнения котловин водой. Как отмечено выше, в максимум оледенения уровень озера не поднимался в Чуйсюй котловине до 1900 м, а возможно и до 1800 м. На первой по-стмаксимальной конечной морене Чаган-Узунского ледника морфологическая выраженность волноприбойных террас значительно хуже, чем на морене максимума. Косвенно это указывает на то, что терраски вырабатывались в отложениях недавно сформированной морены.
О запаздывании наполнения котловины водой свидетельствует, наконец, такой важный факт, как песчанистый состав и текстуры ряби течения в основании нижней толщи озерно-ледниковых отложений в цун-говом бассейне Чаган-Узунского ледника (рис. 3).
Таким образом, начато быстрого поднятия уровня Чуйского пра-озера совершенно определенно можно коррелировать с заключительным этапом регрессивной фазы первой постмаксимальной стадии 1-го ме-гастадиала, датируемой [10], около 32 тыс. лет т н (МГУ-ТЛ-1).
Быстрое уменьшение толщины годичных лент вверх по разрезу в первой (нижней) толще озерно-ледниковых отложений свидетельствует о быстром увеличении глубины пра-Чуйского озера. По ориентировочным полевым подсчетам количества годичных лент эта толща накапливалась в течение не менее 2-х тыс. лети ее формирование завершилось после 30 тыс. лет т.н. Отсутствие следов перерывов в осадконакоплении указывает на непрерывность существования озера в течение всего периода накопления годичных лент. Однако чередование многочисленных тонких лент с пачками небольшого количества лент существенно большей толщины указывает, по-видимому, на колебания глубины озера.
По достижении уровня, близкого к высоте ледниковой плотины (около 1900 м) в долине Чуй на участке между Чуйской и Курайской котловинами, по-видимому, произошло всплывание восточного края плотины, контактировавшего с Чуйским озером. На нижележащем участке долины прорвавшиеся воды хлынули по поверхности заполнявших ее ледников, смыли поверхностную и денудировали до наклонной равнины конечную морену в восточной части Курайской котловины [12, рис 7]. Этим потоком были размыты в Курайской котловине конечные морены ледников подножья Курайского хребта и широко распластанного ледника Актру. Такое предположение основывается на отсутствии следов глубинной эрозии и сохранности донной морены позднеплсйстоцснового ледника на всем участке долины между котловинами
Быстрое наполнение Курайской котловины водой, сброшенной из Чуйской котловины, привело к всплы-
вакию остальных ледников в долине Чуй между котловинами и относительно тонкой восточной краевой части мощной ледниковой плотины, подпружинивавшей Курайскую котловину.
По разнице высотных отметок уровня ледниковой плотины на выходе из Чуйской котловины (1900 м) и уровня эрозионного вреза в озерно-ледниковые отложения первой (нижней) толщи (около 1800 м) в долине Чаган-Узуна получаем слой воды, сброшенной из Чуйской котловины - около 100 м. При акватории озера в 1000 кв. км в этом интервале высот (рис. 4) объем сброшенной воды достигает 100 куб. ям.. Этого объема хватило для выравнивания зеркала озер в обеих котловинах на высоте около 1800 м над ур .моря. Поэтому дальнейший врез Чаган-Узуна в отложения первой озерноледниковой толщи прекратился, постепенно восстановился ингрессионный залив в цунговом бассейне Ча-ган-Узунского ледника и началось формирование второй толщи ленточных отложений.
Рис. 3. Текстура ряби течения в псаммитовых лентах основания нижней толщи озерно-ледниковых осадков долины Чаган-Узуна
Как и в первой толще нижние ленты здесь сложены разнозернистыми песками с текстурами ряби течения (рис. 3). Выше пески сменяются алевропелито-выми осадками с нормальной параллельной слоистостью. В целом толщина годичных лент здесь меньше, чем в первой. Выборочные полевые подсчеты количества лент позволяют оценить продолжительность накопления второй толщи в 2-2,5 тыс. лет. Обоснование выделения годичных лент и анализ их микротекстуры рассмотрены нами в 1978 г. [9].
Таким образом, процесс заполнения талыми водами Чуйской и Курайской котловин до образования единого зеркала существенно отличался. По мере поднятия зеркала озера в Курайской котловине ледники, занимавшие долину Чуй между котловинами, всплыли и в дальнейшем не преграждали сток из Чуйской котловины. После выравнивания зеркага воды в котловинах возник единый Чуйско-Курайский ледниково-подпрудный водоем и последующее повышение его уровня до максимальной отметки было общим по всей акватории. Исходя из указанной выше ТЛ-датировки отложений первой толщи и количества лент в ней, максимального уровня (2100 м) Чуйско-Курайское озеро достигло несколько позже 30 тыс. лет назад. Образование единого Чуйско-Курайского озера и весь период его наполнения однозначно указывают на превышение прихода воды в котловины над ее истечением отсюда. О верхнем пределе былого уровня озера аргументировано можно судить по высотной отметке верхней волноприбойной террасы (2100 м над ур. моря) на бортах Чуйской и Курайской котловин (рис. 5). Встречающиеся в некоторых публикациях }1,14] реконструкции спиллвеев на более высоких отметках (до 2500-2600 м) не могут приниматься всерьез, так как не имеют никакого фактического обоснования, являются всего лишь предположением в теоретических схемах их авторов.
Предел повышения зеркала озера контролировался ледниковой плотиной в долине Чуй ниже Курайс-
1000 1500 2000 2500
Площадь (3),кв.км
2100
* 2000
2 1900 2.
,8 1800 и;
| 1700 5 1боо
и
а 1500
га 2000 3
£ 1900
и £ »
н г 18оо
| | 1700
2 Ю § 1600 о Ю
< 1500
200 400 600
Объем (V),куб.км
Рис. 4. Кривые зависимостей площади (в) и объема (V) Чуйско-Курайской лимносистемы
от высоты урез» воды
Шкала глубин, м
100 300
500 700
О 7 км
Рис. 5. Батиметрическая карта Чуйско-Курайской лимиосистемм В максимум наполнения. Цифрами указаны впадающие реки; 1 - Курайка; 2 Кокоря; 3 - Бугузун; 4 - Бар-Бургазы; 5 - Юсшд; 6 - Чаган-Бургазы; 7 - Ирбисту; 8 - Талдура и Чаган
кой котловины. С высотной отметкой верхней волноприбойной террасы непроизвольно ассоциируется и высота ледниковой плотины. Действительно, ниже этой отметки верхний уровень плотины в максимум ее развития быть не мог, иначе озеро не поднялось бы до указанной высоты. Данное утверждение, однако, вовсе не означает, что дальнейшее наполнение озера и повышение его уровня прекратилось вследствие появления возможности перелива воды через поверхность плотины, хотя такое объяснение стабилизации параметров озера как бы напрашивается само собой и представляется наиболее простым и логичным. К сожалению, в данном случае далеко не все так просто, как первоначально кажется. А в то же время выяснение конкретных причин прекращения повышения зеркала озерных вод весьма важно как для реконструкции постмаксимальной динамики Чуйско-Курайс-кого водоема, так и для оценки вероятных расходов Чуй ниже плотины в период опорожнения этого водоема. Поэтому данному вопросу следует уделить должное внимание.
Известно несколько возможных механизмов спуска подпрудных вод через ледниковые плотины: 1) всплывание плотины; 2) сток по маргинальным и субмаргинальным каналам; 3) перелив воды через плотину и 4) возникновение подледниковых и внут-риледниковых каналов стока.
Как считает М.Г. Гросвальд [3], анализируя режим опорожнения Дархатского озера, «главной особенностью режима... озер ледниково-подпрудного типа были периодические прорывы воды через ледниковую плотину, которые должны были приводить к быст-
рым осушениям озеоной ванны»... (подчеркнуто нами). Далее он поясняет, что «Такие прорывы, или йокуль-лаупы, обычно происходят после того, как уровни подпрудных озер достигают некоторой критической высоты, при которой в ледяных плотинах начинаются подвижки. В результате этого озерная вода получает доступ во внутриледниковые и подледниковые полости, через которые она сначала просачивается, а затем, по мере их расширения и превращения в туннели, сбрасывается с большой скоростью» (там же, с. 166).
С таким представлением о механизме и особенностях режима сброса подпрудных вод можно согласиться, если исключить допущение о быстрых и, следовательно, многократных осушениях озерной ванны. Для такого допущения М. Г. Гросвальд не приводит никаких убедительных аргументов по Дархатскому озеру, нет их и для Чуйско-Курайского озера. Напротив, ряд признаков свидетельствует лишь о частичном периодическом сбросе озерных вод. Всплывание плотины исключается, прежде всего, по наличию лестницы многочисленных волноприбойных уровней, спускающихся до самого дна Курайской котловины! Невозможно себе представить, чтобы столь же многочисленные всплывания плотины завершались ее опусканием точно на то же место, чтобы основание плотины сохранило тот же микрорельеф, а дно долины в пределах канала стока воды не подверглось эрозионным процессам.
Нет следов катастрофических потоков и ниже былой плотины в долине Чуй. Наконец, надо учитывать, что и в строении толщ озерно-ледниковых отложений
не обнаружено перерывов в осадконакоплении, которые были бы неизбежны при полных спусках озера.
Сток по маргинальным и субмаргинальным каналам характерен для краевых участков ледниковых лопастей или ледниковых языков вдоль линии контакта льда с бортами вмещающей его долины. В рассматриваемом случае основная часть тела плотины была сформирована ледниками, спускавшимися в долину навстречу друг другу с противоположных хребтов. Поэтому в пределах центральной части плотины поверхность льда повышалась к бортам долины, а следовательно, не было необходимого условия дня возникновения маргинального или субмаргиналъного стока.
Перелив подпруженных вод через понижения на поверхности плотины в принципе возможен и некоторые исследователи, например ПН. Голубев [2], считают этот механизм основным в процессе опорожнения ледниково-подпрудных озер. Однако дія этого ледник должен быть загружен моренным материалом настолько, чтобы удельный вес единицы объема ледника был не меньше такого же объема воды и лед не всплыл бы при достижении некоторого критического уровня озера. В нашем случае такой заморененности плотины не могло быть, так как по выходе из коротких горных долин на слабо расчлененные предгорные ступени ледники широко распластывались, материал поверхностной и внутренней морены рассредоточивался по большой площади. Это косвенно подтверждается многочисленными примерами айсбергового разноса моренного материала по акватории былых Чуйского и Курайского озер.
Наиболее вероятно, частичный сброс воды Чуйс-ко-Курайского озера происходил через подледнико-вые и внутриледниковые каналы. Такой механизм аргументируется рядом признаков. Как уже отмечалось выше, на дне Курайской котловины в ее юго-восточной части прекрасно сформирован конечно-моренный комплекс позднеплейстоценового максимума ледника Тете. На дистальном склоне этого моренного комплекса вполне определенно выделяются озерные линии (волноприбойные террасы) (рис. 6). Хорошая геоморфологическая выраженность конечной морены однозначно указывает на то, что ледник Тете достиг своих максимальных размеров и сформировал море-
Рис. 6. Озерные террасы на дистальном склоне конечно-мо-реиного комплекса ледника Тете времени поздненлейстоцено-вого максимума
ну в субаэральных условиях. Если в котловине и было ограниченное по площади озеро, его уровень не поднимался выше отметки конца ледника (1600 м).
Закономерен вопрос: куда же девались талые воды начавшейся деградации ледников горного обрамления этой котловины и воды частичного стока из Чуй-ской котловины? Поскольку другие механизмы стока оказались неприемлемыми, остается один ответ: существовали подледниковые туннели и внутриледниковые каналы!
Что касается существования внутриледниковы\ каналов, то это не утверждение, а лишь предположение, хотя и небезосновательное. Реальность же подледного стока подтверждается глубоким (до 50 м) эрозионным врезом в коренные породы на участке современной долины Чуй в пределах массива Бельке-нёк от устья р. Маашей до Чибитского расширения долины. Нигде в других местах на всем протяжении долины от Чуйской котловины до устья река не прорезала всю толщу рыхлых отложений, вскрывая различные их литологические комплексы.
В районе массива Белькенёк ледниковая плотина имела наибольшую мощность. По находкам эрратических обломков горных пород, поверхность плотины поднималась здесь до отметки 2200 м и имела мощность не менее 800 м. Питавшие эту часть плотины ледники, спускавшиеся с Северо-Чуйского (Маашей-ский) и Курайского (Чибитский) хребтов, не имели возможности широко распластываться в долине Чуй из-за занятости прилегающих участков долины другими ледниками (Таджилу, Артолук, Сардыма. Бель-гибаш - с Курайского хребта, Актру, Корумду, Курку-рек, Ештыкколь - с Севсро-Чуйского хребта), были ими подпружены, и потому приток льда с хребтов реализовался здесь в увеличение мощности плотины.
Краевые части плотины, особенно восточная, образованная слиянием ледников противоположных хребтов (Таджилу. Артолук. Акгру, Корумду), широко распластывалась на приподнятом дне западной половины Курайской котловины. По мере наполнения котловины водой, сброшенной из Чуйской котловины, сравнительно маломощные пригонцевые части этих ледников всплыли и тем самым упростили возможность формирования подледникового туннеля под центральной частью плотины (в районе массива Бель-кенёк). Ограниченность пропускной способности туннеля обусловливала постепенное наполнение котловин до отметки около 2100 м. На этом уровне толща воды на контакте с плотиной превысила 600 м и стала причиной такого гидростатического давления, которого оказалось достаточно для некоторых деформаций в ледяной преграде и увеличения стока. В результате этого дальнейшее поднятие уровня озера прекратилось, приток и отток воды в котловинах на какое-то время сбалансировался. Периодически такой баланс нарушался кратковременным превышением расходной части и уровень озера снижался. Лестница волноприбойных террас свидетельствует о том, что по следую -
: ! -
'ШШ
тшлиш
Рис. 7. Деиудированная поверхность конечной морены в восточной части Курайской котловины
щего восстановления быяого уровня озера не происходило и временный баланс притока и оттока воды устанавливался на болсс низких отметках зеркала озера. пока в плотине не возникали условия для очередного увеличения стока.
Анализ строения толщи озерно-ледниковых отложений позволяет сделать вывод о том, что в основном снижение уровня озера происходило при нарастающих объемах годовых расходов в каналах стока, а установление зеркала воды на более низком уровне происходило после некоторого периода последовательно сокращавшихся годовых расходов (рис. 10). Только таким механизмом спуска Чуйско-Курайского ледни-ково-подпрудного озера объясняется лестница многочисленных террас, прослеживающихся до самых нижних отметок дна былого водоема, непрерывность аккумуляции ленточных отложений и отсутствие следов катастрофических суперпотоков в долине Чуй ниже ледниковой плотины.
В связи с отсутствием признаков разрушения былой ледниковой плотины и, соответственно, отсутствием реальных признаков катастрофических спусков озерных вод весьма важной представляется хотя бы приближенная оценка объемов периодически сбрасывавшейся воды, а также вероятных средних и максимальных расходов реки ниже плотины. Критерием для количественной оценки таких кратковременных спусков части озерных вод является высота уступа волноприбойных террас и площадь акватории для каждого диапазона высотных отметок зеркала воды.
Этих параметров было бы вполне достаточно при условии, что уровень озера каждый раз снижался только на величину уступа террасы. Однако такой расчет нам представляется не вполне корректным, так как нет убедительных аргументов о сбросе слоя воды только до площадки нижележащей террасы.
Напротив, строение пачек годичных лект изменчивой толщины (рис. 9), маркирующих периоды наибольшей динамики уровня озера, указывают на то. что сбрасывавшийся слой воды превосходил высоту соответствующего этому периоду уступа террасы и зеркало озера устанавливалось на уровне площадки нижележащей террасы только после нескольких лет его последующего повышения [12] Поскольку этот уровень не достигал высоты его предыдущего положения всего на несколько метров, слой сброшенной воды превосходил соответствующий ему уступ террасы, по-видимому, не более чем в полтора раза. Вот эту полуторную величину уступа террасы мы счита-
0 10 20 30 40 50 60
Мощность лект, мм
ШШ “ летний СЛОЙ
1 1 зимний слой
Рис. 8. Позднеплейстоценовая конечная морена к старой долине Чуй в районе пос. Чибит
Рис. 9. Диаграмма изменения мощности и строения годичных лент озерно-ледниковых отложений в эпигенетической долине р. Чаган-Узун
Изменение толщины годичных лент
Рис. 10. Интерпретация изменения толщины годичных лент 8 колебаниях уровней и расходов поды лимиоснстемы.
I динамика уровня лимно системы; 2 - динамика расходов иода
ем наиболее приемлемой для оценки объемов периодически сбрасывавшейся воды. При опенке объемов сбрасывавшейся воды учитывалось, что в диапазоне высот от 2100 м (верхний уровень) до 1725 м это был единый Чуйско-Курайский бассейн, ниже - акватория юлы® 1ц>а-Курайского озера (рис. 5), в Чуйской котловине, дно которой в основном лежит выше 1720 м, озеро уже исчезло. На южном склоке Курайсшго хребта в районе бугров Бигдон в диапазоне высотных отметок 2100-2000 м нал уровнем моря наиболее отчетливо выделяется 16 террас, а между ними имеются и менее выраженные террасы. Здесь же на склоне холма, несколько южнее, в диапазоне высот от 19X0 до 1802 м выделяется еще 34 террасы (табл. 1). Восточнее бугров Бигдон в междуречье Чичкетерека и безымянного ручья в диапазоне высот от 2100 до 1860 м нами насчитано 22 террасы. Террасы имеются и в других местах былой акватории Чуйской котловины, но они менее выразительны или представлены только в небольшом вертикальном диапазоне.
При уровне стояния Чуйско-Курайсюго озера на отметке 2100 м его акватория составляла 2630 кв. км, на уровне 2000 м - 2100 кв. км. По ходу кривой изменений площади пра-озера в этом высотном диапазоне можно принять среднюю для этого интерва ла площадь в 2325 кв. км и сс использовать для расчета объема сбрасывавшейся воды за каждый из 16 основных эпизодов. Для этого, как уже было отмечено, мы должны увеличить высотный диапазон в 1,5 раза. Тогда получаем, ’гго за каждый эпизод сбрасывался слой воды в 9,4 м (100 х 1,5 : 16), а ее объем составлял около 22 куб км(2325 кв. км х 9,4 м).
Теперь возникает вопрос о продолжительности этих эпизодов снижения уровня пра-озера. В пачках озерно-ледниковых отложении, отражающих динамические изменения уровня озера, количество лент, соответствующее снижению уровня водоема, неодинаково и составляет от 4 до 7, но всегда меньше количества лент, соответствующих последующему повышению зеркала воды. Это указывает, во-первых, на то, что годовые объемы сброса воды были несколько больше, чем объемы последующего наполнения, и, во-вторых, что через несколько лет (6-10) достигался баланс между поступающим в озеро и истекающим из него объемом воды.
Без учета объемов стока в период устойчивого уровня воды повышенные расходы, таким образом, составляли от 3 до 5,5 куб. км в год, те. в 2,5-4 раза больше современного годового стока Чуй на створе Белый бом. В дальнейшем, при снижении уровня озера в диапазоне высот от 2000 до 1720 м годовые расходы превышали современные в 4-5 раз.
Как распределялся сток в течение года за эти периоды повышенного сброса воды - аргументировано реконструировать гидрограф пока не удалось, но в принципе возможно при дальнейших более детальных исследованиях озерно-ледниковых отложений. На качественном уровне представляется вполне логичным предположение, что в эти годы, как впрочем и в целом в период существования ледниково-подпрудной лимяосистемы, гидрограф стока пра-Чуи не имел резко выраженного кратковременного пика, потому что возникший в ледяной плотине канал стока мог сравнительно длительное время сохраняться за счет термоабразии озерных вод даже в зимнее время. Если это соответствовало действительности, то без большой погрешности можно принять среднесуточные расходы как частное от деления годового объема стога на
Таблица I
Альтиметрия площадок: аора^ионми-аккучулитмвиых террас междуречья Чичкетерек — Балахон
№ Абс. № Абс.
террасы высота, м террасы 1*ЫСОТ», м
1 1802 18 1910
г 1845' 19 1915'
3 1856 20 1919
4 1860 21 1921
5 1866 22 1925
6 1:870' 23 1928
7 1875 24 1932
8 1880 25 1936
9 1881 26 19.40
10 1884 27 1942
11 1889 28 1947'
12 1891 29 1950
13 1894' 30 1953
14 1897 31 1957
15 : 1900 32 1962
16 1901 33 1975'
17 1906 34 1980
* Измерения производились приемником GARMIN GPS 45 19.(Ж 1999 г. Точность до 0,5 м, данные в таблице округлены лс целых метров
годовое количество суток. По полученным таким образом величинам среднесуточных расходов пра-Чую можно сравнить с современной Кату лью на створе у с. Усть-Кокса в Уймонской котловине.
Сделанные оцентш объемов периодического сброса подпрудных вод и осредненных расходов пра-Чуи позволяют перейти к анализу их возможного геоморфологического эффекта в долинах Чуй и Катуни.
В долине Чуй на участке от выхода реки из Курамс-кой котловины и до урочища Верх. Мены (протяженность - 16 км) плоское дно долины представляет собой заболоченную пойму с многочисленными старичными озерами. Река здесь до сих пор интенсивно меандриру-ег в низких берегах. Сложена пойма слоистой супесью Фрагменты сохранившихся надпойменных террас сложены разнозернистыми слоистыми песками, которые прослеживаются до 100 м над дном долины по обоим бортам в урочище Боротая. Вместе с тем, следует отметать наличие на пойме отдельных 1д>упных эрратических глыб (рис. 12), что может быть связано с былым заполнением этого участка долины ледником, транспортировавшим эти глыбы с прилегающих гор. Ледниковые отложения встречаются только выше на склонах горного обрамления долины. Отдельные эрратические валуны и галька отмечены на останцах обтекания в урочище Боротал и в двух километрах выше по течению Чуй. Значительный участок, сложенный валунным галечником, имеется в ложбине по левобережью Чуй на высоте 1560-1600 м (140-160 м над урезом реки) напротив урочища Воротах По этим галечникам сформирована «рябь течения» с относительными превышениями гряд над разделяющими их ложбинами до 3 м. По-видимому, здесь раньше всего ос лабла связь между ледниками противоположных хребтов и по этой ложбине начался сток воды из готловины
В былой долине Чуй, как уже отмечалось ранее [12], на всем ее протяжении от пос. Верх. Мены до пос. Чи-бит сохранился моренный рельеф (рис. 8). Существенное воздействие водной эрозии он претерпел только шоке устья долины Чибигки и поэтому вполне логично эрозионное расчленение морен связывать с этим притоком р. Чуй. Выше по долине нет следов водной эрозии, тем более следов катастрофических потоков. Более того, надо отметить, что южнее пос. Верх. Мены на дне старой долины Чуй пески, вложенные в ледниковые отложения, имеют падение не вниз, а вверх по долине (рис. 11), что указывает на сток талых ледниковых вод именно в этом направлении.
Сток из Чуйско-Курайского водоема локализовался, по-видимому, в пределах современной долины Чуй. Здесь донной эрозией прорезаны не только ледниковые отложения на всю их мощность, но и подстилающие морену коренные породы. Отсутствие аллювия и речных террас свидетельствует о том, что этот глубинный врез в коренные породы сформировался еще тогда, когда долина была заполнена льдом и, таким образом, указывает местоположение и параметры основного, устойчивого канала сброса подпрудных
Рис, 11. Параллельно-слоистые пески приледниковой дельта в урочище В. Міни
вод. Этот врез может быть отнесен к категории типичных «кули», но его морфометрические характеристики (ширина поверху до 50 м и максимальная глубина до 50 м) не позволяют реконструировать те расходы, которые допускаются сторонниками катастрофических суперпогоков. Можно предполагать эпизодическое возникновение в плотине и внутриледнико-вых каналов, но их параметры не реконструируемы.
Как уже отмечалось ранее [10,12], следы позднеплейстоценового ледника в долине Чуй прослеживаются до урочища Бока. Ниже по течению еще на протяжении 2-3 км в долине нет речных террас выше 1215 м. Существенно меняется строение придонной части долины Чуй от устья р. Айгулак. Здесь и да лее вниз по течению вплоть до устья Чуй вполне определенно выделяется два разновысотных комплекса террас, на что еше в 1914 г. обратил внимание В. А. Обручев [8], В нижнем комплексе на различных участках представлено от 3 до 7 террас в 50-метровом высотном диапазоне. Террасы верхнего комплекса местами поднимаются до 250 м над нижними.
Общей особенностью высоких террас и двух-трех верхних террас из нижнего комплекса является то, что штановый рисунок их уступа существенно менее извилист по сравнению с таковым у нижних террас или у современного русла реки. Известно, что радиус кривизны меандр или интенсивности меаццрирования зависит от водности реки. Таким образом, этот геоморфологический признак так же свидетельствует о былой большей полноводности пра-Чуи, но отнюдь не о катастрофических потоках, которые ие оставили бы этих многочисленных террас.
Рис. 12. Эрратические валуны на дне долины Чуй в пределах былой ледниковой плотины
Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 01-05-65151).
Литература
1. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: Событийно-катастрофическая модель. Томск: Изд. Том. ун-та, 1993. 250 с.
2. Голубев Г.Н. Особенности прорывов ледниково-лодпрудных озер различных типов. М.: МГИ, 1974. Вып. 24. С. 155-103.
3. Гросв&льд М.Г. Последнее оледенения Саяно-Тувинского нагорья: морфологтя, интенсивность питания, подпрудные озера / Взаимодействие оледенения с атмосферой и океаном. М.: Наука. 1987. С, 152-170.
4. Чуваков В.Л.. Борзенкова И.И, Пзлеоклиматы позднего кайнозоя. Л.: Гидрометеоиэдат, 1983. 212 с.
5. Котляков В.М. Мир снега и льда М.: Наука, 1994. 286 с
6. Кренке А.Н. Массообмсн в ледниковых системах на территории СССР. Л.: Гидрометсоиздат, 1982 288 с.
7. Нарожный Ю.К. Особенности формирования жидкого стока с областей питания ледников Алтая Н Гляциология Сибири Вып. 4 (19). Томск: Изд. Том. ун-та, 1993. С. 103-119.
8. Обручев В А. Алтайские этюды. Т. 1. Заметки о следах древнего оледенения в Русском Алтае. Землеведение, 1914. кн. 4. С. 50-93.
9. Окишев П.А.. Рудой А.Н , Герасимов Н.Г Ленточные отложения Ч&ган-Узуня и их палеогляциологическое значение Гляциология Алтая, Томск, 1978. Вып. 14. С. 43-65.
10. Окишев П А- Динамика оледенения Атгая в позднем плейстоцене и голоцене. Томск: Изд. Том. ун-та, 1982. 209 с.
11 Окишев П.Л. Некоторые нерешенные вопросы проблемы происхождения высоких алтайских террас ,'/ Вопросы географии Сибири Томск: И-щ. Том ун-та, 1997 Был. 22. С 9-17
12. Окишев П.А. Реконструкции "катастрофических супсрпотоков” и геолото-гсоморфологические реалии И Вопросы географии Сибири. Томск: Изд. Том. ун-та, 1999. Вып. 23. С. 75-86.
13. Рудой А.11., Галахов Б.П., Данилин А.Л. Реконструкция ледникового стока верхней Чуй и питание леднихово-подпрудных озер в позднем плейстоцене И Изв. ВГО. Л.: Наука, 1989. Т. 121. Вып. 3. С. 236-244.
14. Рудой А.Н. Четвертичная гляциология гор Центральной Азии: автореф. дис... докт. геогр. наук. Томск. 1995. 35 с.
