CC BY
65Journal of Siberian Federal University. Biology 1 (2009 2) 18-29
УДК 551.89
Четвертичная эволюция озерных систем Алтайской горной страны
П.С. Бородавко*
Институт мониторинга климатических и экологических систем СО РАН, 634055 Россия, Томск, пр. Академический 10/3 1
Received 3.03.2009, received in revised form 10.03.2009, accepted 17.03.2009
В приледниковой и внеледниковой зонахАлтая (Русского, Монгольского, Гобийского) достаточно ясно видны следы весьма резких изменений общего хода геоморфологических процессов, которые отражают те же глубокие климатические колебания, которые вызывали смену ледниковых и межледниковых эпох, перемещения границ гидротермических поясов и ландшафтных зон в течение четвертичного периода. Изучение этих следов наряду с данными, полученными в районах древнего оледенения, позволяет выявить характер тех общих изменений природы, которые были связаны с чередованием ледниковых и межледниковых эпох.
Ключевые слова: плювиальные озера, Алтай, неоплейстоцен, оледенение.
Введение
Развитие географической оболочки Земли происходит под воздействием экзогенных (внешних) и эндогенных (внутренних) факторов. Основное значение при этом принадлежит притоку солнечного излучения, которое и является источником энергии для разнообразных процессов, протекающих в географической оболочке, и в целом определяет лик планеты. На протяжении столетий климатические условия создают характерный рельеф, формируют режим рек и озер, устанавливают, где быть пустыням, а где - ледникам и вечным снегам. Иными словами, облик любого ландшафта, его тип и структуру определяет баланс тепла и влаги. Исследуя зависимость между соотношением тепла и влаги, с одной стороны, и характером ландшафтов - с дру-
* Corresponding author E-mail address: bor@ggf.tsu.ru
1 © Siberian Federal University. All rights reserved
гой, А.А. Григорьев и М.И. Будыко в середине прошлого века сформулировали периодический закон географической зональности (Григорьев, 1946). Закон показывает, что размещение географических зон определяется пространственным распределением баланса солнечной энергии и распределением индекса сухости (отношением радиационного баланса к количеству тепла, необходимому для испарения годовой суммы осадков).
В теплом влажном поясе (экваториальном и тропическом) максимальному притоку тепла соответствует избыточно высокий приток влаги. Здесь доминирует избыточное увлажнение и проявляется обильный речной сток, существуют болота и пресные озера. Далее к северу от экватора следует сухой пояс. В его пределах расположены зоны тропических и
умеренных пустынь, полупустынь и степей, где при относительно высоком притоке тепла приток влаги крайне мал или недостаточен. Местный поверхностный сток невозможен, проточных пресных озер нет, преобладает аридный или семиаридный климат. Ещё севернее расположен холодный влажный пояс. В него входят зоны лесостепи, тайги, лесотундры и тундры. В пределах этого пояса приток тепла крайне недостаточен. Повсеместно наблюдается избыточное увлажнение, главным образом вследствие низких величин испарения, существуют болота, проточные озера, активно развит постоянный речной сток. Севернее зоны тундр расположен пояс вечного льда, который также характеризуется избыточным увлажнением, однако осадки здесь выпадают в твердой фазе, а сток осуществляется за счет движения континентальных ледников. Из подобия характеристик широтных географических зон на равнинах и вертикальных ландшафтных зон в горных странах И.А. Волков сделал вывод о том, что толща атмосферы подразделяется на несколько слоев, каждый из которых характеризуется соответствующим господствующим балансом тепла и влаги. Общепланетарные изменения в притоке тепла, несомненно, сопровождались изменением высотного положения каждого гидротермического слоя атмосферы. Это, в свою очередь, вызывало пространственное перемещение границ широтных географических зон на равнинах и вертикальных ландшафтных зон в горах. Участки поверхности, ранее входившие в какую-либо природную зону, в изменившихся условиях тепло- и вла-гообеспеченности ландшафта могли оказаться в иной зоне. К примеру, в течение большей части четвертичного периода около 20 млн кв. км северной и центральной части Северной Америки, Северной Евразии были покрыты слоем льда, толщина которого во многих
местах составляла более 3 км. (В южном полушарии часть юго-восточной Австралии, Новая Зеландия и Патагония, Юг Чили были также покрыты льдом.) При этом общий тип геологических процессов, протекавших там, в корне изменялся, а полевые исследования обнаруживают многочисленные и разнообразные следы таких неоднократных изменений, сохранившихся в рельефе и отложениях.
Методика исследований
По степени заозеренности территория Русского Алтая может быть разделена на две области - юго-восточную, где сконцентрировано около 76 % всех озер, и северо-западную (24 % соответственно). Наибольшее количество озер сосредоточено в восточной части, что обусловлено развитием горного оледенения в неоплейстоцене в бассейнах главных рек, в межгорных котловинах и на высоко-поднятых плато. Для выяснения основных закономерностей их распространения и для сравнения отдельных крупных районов по обеспеченности озерными водами нами был применен картографо-статистический метод, предоставляющий широкие возможности для оценки степени заозеренности той или иной территории.
Для определения современной заозерен-ности отдельных районов использовались крупномасштабные топографические карты, данные дистанционного зондирования (Landsat 4-5 MSS, Landsat 7 TM, Landsat 7 ETM+, Corona), включая аэрофотосъемку, и сведенные в единый блок SRTM матрицы четвертого поколения. Данные обрабатывались в статистических модулях Гис-пакета MICRODEM/Terra Base-II (V 10). Для каждого из озерных районов определялась площадь, а также суммарная площадь акватории озер, включенных в территорию района. После этого рассчитывалось процентное соотноше-
ние площадей озер и района. В зависимости от степени заозеренности были выделены районы повышенной и незначительной обводненности. Группировка квадратов в том или ином районе производилась по принципу общности числовых значений водности, выраженной в процентах, если они располагались более-менее компактно, где ясно прослеживалась какая-либо определенная закономерность в их расположении. К районам с повышенной водностью относились такие, где средняя величина заозеренности составила 1,5 % и более. К районам с пониженной обводненностью причислялись участки, включающие квадраты, где заозеренность менее 0,5 %. После выявления районов с повышенной и низкой водностью для оставшейся территории были вычислены средняя и фоновая заозеренность: средняя - отношение числовых значений суммарной площади всех озер к общей территории, включая озера районов на всей территории Русского Алтая, а фоновая -отношение площадей озер и территорий, не входящих в район. В табл. 1 приведена краткая характеристика десяти выделенных озерных районов.
Последнее оледенение сыграло ведущую роль в становлении современного рельефа Алтая. Являясь одним из главных факторов, оказавших влияние на процессы лимногенеза в горах, оледенение опосредованно отразилось на развитии озерных систем прилегающих территорий. Исходя из этого, озера Алтайской горной страны условно можно разделить на две основные группы: приледниковую и ледниковую (1) и внеледниковую (2). Озера первой группы возникали в пределах непосредственного распространения оледенения. К ним, в первую очередь, относятся многочисленные морено-подпрудные, каровые и термокарстовые водоемы, локализованные в долинах и небольших внутригорных впа-
динах. Эти озера относительно неглубоки, конфигурация их строго подчинена рельефу ледникового ложа.
Морено-подпрудные озера формировались при деградации горно-долинного оледенения перед конечными или стадиальными моренами, где их уровни вверх по долине последовательно располагались на более высоких абсолютных отметках (табл. 2). К примеру, в верховьях рр. Юстыд, Буйлю-гем насчитывается до 6 стадиальных валов и соответствующее им количество морено-подпрудных озер.
Вторым типом озер описываемой группы являются ледниково-подпрудные озера. Они связаны с непосредственным подпру-живанием - перегораживанием ледниками речных долин, в результате чего выше по долинам возникали подпрудные водоемы (Чуйско-Курайское, Улаганское). Начало трансгрессии озер в Чуйской и Курайской впадинах совершенно определенно отождествляется с началом регрессии ледников первого мегастадиала. В максимум трансгрессии первого лимностадиала уровень палеоозера контролировался ледниковой подпрудой, находившейся ниже Курайской котловины, и достигал высотной отметки 2100 м, его акватория составляла 2650 км2, объем не превышал 600 км3. С периодом первого постмаксимального наступания ледников (от 37 до 36 тыс. лет т. н., согласно схеме постмаксимальной динамики ледников Алтая), мы связываем завершение процесса накопления первой толщи озерно-ледниковых осадков в долине Чаган-Узуна и деградацию лимносистемы, вызванную структурными изменениями основной ледниковой плотины в результате подвижек составлявших ее ледников.
О начале трансгрессии второго лимно-стадиала (рис. 1) можно судить по датировке, полученной из прибрежно-озерных отложе-
Таблица 1. Сравнительная характеристика озерных районов Русского Алтая
ID Озерный район Площадь района, S км2 Суммарная площадь озер, Y А, км2 Степень заозеренности, К, %
01-TD Тархатинско-Джазаторский 1537 27,5 1,8
02-SA Южно-Алтайский 7300 96 1,36
03-K Катунский 8137 56,5 0,7
04-SCh Южно-Чуйский 4400 23 0,5
05-NCh Северо-Чуйский 7475 21,5 0,3
06-U Улаганский 5387 57 1,1
07-KA Кош-Агачский 693 17 2,4
08-D Джулукульский 7075 144,5 2
09-Ch Чихачевский 718 37,5 5,3
10-SP Шапшальский 4150 37 0,9
Таблица 2. Морфо-генетическая характеристика озерной системы р. Юстыд
Название Тип Координаты Абс. высота уреза (H, м) Площадь (S, км2) Макс. длина / ширина (L/D, м)
б/н к N49046.990/ E890 35.189/ 2963 0.02 176 / 129
б/н м/п N49046.107 E890 35.557 2875 0.12 519 / 236
б/н м/п N49046.548/ E890 35.129/ 2861 0.16 440 / 402
б/н к N49047.243/ E890 36.258/ 3043 0.01 162 / 75
б/н м/п N49046.744/ E890 36.751/ 2929 0.17 597 / 273
б/н м/п N49047.302/ E890 38.121/ 2887 0.18 653 / 429
б/н м/п N49047.092/ E890 38.375/ 2898 0.03 287 / 115
б/н м/п N49046.608/ E890 37.724/ 2820 0.12 589 / 207
б/н м/п N49046.162/ E890 37.017 2774 0.04 302 / 170
б/н м/п N49046.367 E890 39.190/ 3010 0.07 553 / 116
Б. Богутинское м/п N49042.298/ E890 31.845/ 2466 2.48 4231 / 1000
Ср.Богутинское м/п N49042.748/ E890 29.228/ 2452 0.50 983 / 537
Н. Богутинское м/п N49045.845/ E890 26.720/ 2386 0.76 1700 / 592
Узунколь м/п N49048.643/ E890 25.274/ 2388 0.34 1040 / 562
Караколь м/п N49049.612/ E890 27.221/ 2459 0.21 453 / 589
Киндыктыколь м/п N49049.433/ E890 28.635/ 2467 2.78 2578 / 1644
Кокколь Н. м/п N49049.234/ E890 32.421/ 2511 0.18 1026 / 190
Кокколь В. м/п N49049.240/ E890 33.395/ 2514 0.05 297 / 211
Верхнее м/п N49048.840/ E890 34.421/ 2707 0.11 476 / 270
Ташколь к N49048.147/ E890 36.156/ 2909 0.10 630 / 164
Примечание: б/н - без названия, к - каровое, м/п - морено-подпрудное
Рис. 1. Авторская реконструкция западной части акватории Чуйского палеоозера на стадии развития максимальной фазы поздненеоплейстоценового оледенения и регрессии второго лимностадиала
ний в Курайской котловине (32190 +/-260 BP (Beta 137035 UM993)). Характер трансгрессии второго лимностадиала мало чем отличался от первого, увеличение глубины лимноси-стемы происходило постепенно, о чем свидетельствует плавное затухание знаков ряби течения вверх по разрезу второй (вложенной в эрозионный врез) озерно-ледниковой толщи Чаган-Узуна. Кровля этой пачки приурочена к высоте 1920 м, значит, максимальный уровень лимносистемы не мог быть ниже этой отметки.
Разгрузка Чуйско-Курайской лимноси-стемы осуществлялась через подледнико-вые и внутриледниковые дренажные каналы плотины. Реальность подледного стока подтверждается глубоким (до 50 м) эрозионным врезом в коренные породы на участке современной долины Чуи в пределах массива Бель-кенек, от устья р. Маашей до Чибитского расширения долины. Заключительную стадию регрессии второго лимностадиала мы связываем с окончанием накопления второй толщи озерно-ледниковых осадков. Калькуляция суммы годичных лент (около 5000), геохронологические данные (датировка, полученная из приподошвенной части разреза - 25300 ± 600 МГУ-ИОАН-65) позволяют установить время исчезновения водоема в Чуйской котловине -от 20 до 19 тыс. лет т.н., в Курайской - около 18-17 тыс. лет т.н.
Динамика палеоозера на этапе третьего лимностадиала была обусловлена активизацией ледников в максимум второго мегаста-диала оледенения позднего неоплейстоцена, который укладывается во временные рубежи от 14 до 13 тыс. лет т.н. Характерной чертой третьего лимностадиала стало обособленное и относительно кратковременное существование озер в пределах Чуйской и Курайской впадин. О кратковременном подпруживании Чуйской котловины ледниками, выдвигавши-
мися из долины Куэхтанара, можно судить по толще хорошо промытых, слоистых песков, налегающих на моренные отложения максимума второго мегастадиала в устьевой части долины Куэхтанара. Пески датированы возрастом (14 ± 2) и (12 ± 2) тыс. лет. В Курайской котловине озеро формировалось в результате подпруживания пра-Чуи Маашейским ледником. Озеро также было проточным, о чем свидетельствуют толщи песчаных и мелкогравийных отложений в долине Чуи на всем ее протяжении от западного края Курайской котловины до крутого поворота Чуи к устью Маашея. В приплотинной части глубина озера не превышала 20-30 м, что соответствует высотной отметке дна неглубокого эрозионного вреза в отложениях переходного конуса в старой долине Чуи близ пос. Мены. Сток вод подпрудного озера в этом направлении был, по-видимому, непродолжительным по времени и ограниченным по расходам. Основной сток водоема осуществлялся по современной долине Чуи.
Время исчезновения озер во впадинах связывают с началом регрессии ледников второго мегастадиала. Без учета объемов стока в периоды стабилизации уровня лимноси-стемы повышенные расходы составляли от 3 до 5,5 куб. км в год, т.е. были в 2,5-4 раза больше современного годового стока Чуи 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. Факт относительно хорошей сохранности следов волновой деятельности палеоводоема на поверхности конечных морен максимума поздненеоплейстоценового оледенения свидетельствует о том, что в период формирования морен и последующей литификации ледниковых отложений озер в котловинах не было или, если они уже возникли, их уровень не достигал отметок 1900
Рис. 2. Основные этапы эволюции Чуйско-Курайской лимносистемы в позднем неоплейстоцене
м в Чуйской котловине и 1650 м - в Курайской. В истории существования Чуйско-Курайского палеоозера нами установлено наличие трех событийно-хронологических этапов (рис. 2), обозначенных нами как лимностадиалы. В каждом из них выделяется две фазы - трансгрессии и регрессии.
Озера внеледниковой зоны занимали как крупные межгорные депрессии, так и небольшие понижения рельефа. Проблема синхронности трансгрессивных озерных стадий или плювиалов с периодами ледниковых экспансий неоднократно поднималась исследователями Севера Американского континента, Ближнего и Среднего Востока, Внутренней Азии (Обручев, 1947; Равский, 1972; Синицын, 1959; Benson, 1978; Bobek, 1963; Butzer, 1961; Gilbert, 1890; Morrison, 1965,1970; Thomson et al., 1986). Являясь чуткими индикаторами климатических изменений, озера бессточных впадин вот уже более ста лет привлекают внимание ученых различных естественнонаучных направлений. Котловина Больших озер, начиная с последней четверти XIX столетия, посещалась, в общем, небольшим
количеством русских путешественников, в частности, известными исследователями Центральной Азии, работавшими по поручению Русского Географического общества: Г.Н. Потаниным, Г.Е. Грумм-Гржимайло, М.В. Певцовым, П.К. Козловым, которые дали первые географические характеристики отдельных районов Западной Монголии, пролегавших по их маршрутам. Здесь работали геологи И.П. Рачковский, З.А. Лебедева, М.Ф. Нейбург и И.Е. Турищев, геохимик В.А. Смирнов, ботаник В.И. Баранов. Палеогеография плювиальных озер Западной Монголии освещалась в печати Э.М. Мурзаевым (1948), Е.В. Девяткиным (1981), В.Э. Мурзаевой (1971).
Котловина Больших Озер представляет собой достаточно крупную межгорную депрессию. Орографически в котловине выделяются три крупные, гидрографически разобщенные впадины, имеющие падение с юга на север. Наиболее пониженные части впадин в настоящее время заняты комплексом озер различного гидрологического режима и солончаками. Котловина дренируется системой рек (Кобдо, Дзабхан, Буянт,
Тэс, Хунгуй, Хархира и др.) с истоками в высокогорных хребтах Монгольского Алтая и Хангая, подвергавшихся оледенению в квартере. На территории Западной Монголии разные авторы (Девяткин, 1981; Селиванов, 1972; Синицын, 1959) устанавливают от двух до четырех (включая современное) оледенений. По мнению одних исследователей, оледенение охватывало весь неоплейстоцен, по мнению других - не выходило за временные рубежи его среднего и позднего отделов (Девяткин, 1981). Оледенение позднего неоплейстоцена, по данным В.И. Селиванова (1972), носило очаговый характер и охватывало площадь около 12000 кв. км с основными центрами в горных хребтах Табын-Богдо, Цэнгэл-Хайрхан, Мунх-Хайрхан, Душин, Цаган-Шибету, Цамбагарав, Сутай, Хархира и других с общей тенденцией сокращения масштабов с запада на восток.
Развитие оледенения в горном обрамлении Котловины Больших Озер вызывалось общим похолоданием климата. Как же отразилось это похолодание на ее водном балансе? Поскольку впадина является бессточной, то основной процент расходной части балансового уравнения для замкнутой системы «оледенение - речной сток - озерный бассейн» должен падать на испарение. Известно, что величина испарения зависит от суммы среднегодовых и особенно летних температур. Устойчивое похолодание климата влечет за собой неизбежное уменьшение доли испарения и, как следствие, вызывает увеличение увлажненности территории. Последнее, в свою очередь, находит отражение в подъеме уровней бессточных водоемов.
В Хяргас-Нурском геоморфологическом районе Котловины Больших Озер наблюдаются два четких высотных уровня озерной абразионно-аккумулятивной деятельности, которые соответствуют озерным эпохам
среднего и позднего неоплейстоцена (Геоморфология..., 1982; Девяткин, 1981).
В среднем неоплейстоцене современные озера Хара-Ус-Нур, Хара-Нур, Доргон-Нур, Айриг-Нур и Хяргас-Нур объединялись в единый водоем (рис. 3) с максимальной отметкой уровня 1260-1265 м. Следы существования такого обширного водоема, площадь акватории которого достигала 23158 кв. км, представлены преимущественно песчаными отложениями мощностью от 30 до 60-70 м, сменяющимися на склонах песчано-гравийными и галечно-щебнистыми накоплениями. С поверхности озерные отложения среднего плейстоцена не сохранили морфологических следов озерной деятельности. В целом, они образуют ровные, пологонаклонные к центру впадины поверхности, покрытые пролювием и слабо перевеянным песком. Наличие в разрезах озерных осадков отдельных выдержанных горизонтов материала склонового типа свидетельствует о чередовании нескольких трансгрессий и регрессий.
Максимальная трансгрессия позднего неоплейстоцена привела к подъему уровня водоема до отметок 1170-1180 м, при этом площадь акватории составляла 14362 кв.км. Поздненеоплейстоценовые озерные образования вскрываются в ряде разрезов по р. Дзабхан и по берегам оз. Хяргас-Нур. Они представлены ритмично-слоистыми, почти ленточными, песками, суглинками с прослоями галечников и гравийников. В основании и кровле этих осадков отмечены криогенные текстуры. Мощность поздненеоплейстоцено-вых озерных толщ равна 15-30 м (рис. 4).
Основным отличием озерных отложений позднего неоплейстоцена от средненеоплей-стоценовых является их сохранившийся очень яркий абразионно-аккумулятивный озерный рельеф: четко выраженные абразионные кли-фы в выступах коренных пород, галечниковые пляжи, береговые валы, бары, офсеты и косы.
Рис. 3. Водоемы Котловины Больших Озер в современных границах и в максимум трансгрессии среднего неоплейстоцена
Рис. 4. Обнажение озерных ритмично-слоистых осадков неоплейстоцена в урочище Нарийны Адрага. Северное побережье Хяргас-Нура
Рис. 5. Кривая изменения уровней озера Хиргис-Нур за последние 400 тыс. лет.( По Е.В. Девяткину, 1981 с дополнениями)
Древние береговые образования предствляют три разновысотных комплекса, сохранность которых уменьшается от более низких к более высоким. По соотношению озёрных береговых форм и их сохранности, а также по присутствию в разрезах озерных осадков горизонтов грубообломочных (регрессивных) фаций удалось выделить несколько уровней позд-ненеоплейстоценовых озерных трансгрессий (рис. 5). Озерные террасы образуют три уровня на высотах 1140-1180 м (IV терраса - 10-150 м), 1120 м (III терраса - 90 м) и 1090 м (II терраса -60 м). В первой половине голоцена имела место небольшая регрессия. В частности, об этом свидетельствует затопление дюнного рельефа на севере оз. Хара-Ус-Нур.
Особое место среди плейстоценовых озер внеледниковой зоны занимают палеово-доемы Гобийского Алтая. Они образовались в наиболее пониженных впадинах, на периферических частях пролювиальных шлейфов. Это были временные озера-разливы с очень нечеткой, непостоянной конфигурацией береговых линий, мелководные, хотя и достигавшие значительной площади. Довольно четко
прослеживаются системы соединяющихся между собой временных бассейнов в Инге-ниховурской, Шэрэгингашунской и других впадинах. По данным бурения (Геоморфология..., 1982), в центральных частях этих и других впадин прямо на отложениях мезозоя залегают плейстоценовые песчано-гравийные озерно-пролювиальные осадки мощностью от первых до десятков метров, к подножью хребтов они постепенно замещаются более грубыми фациями пролювия.
Заключение
Все вышеописанные типы плейстоценовых озер ледниковой и внеледниковой зон были связаны с периодами оледенения. Им отвечают более влажные климатические условия, существовавшие в Монголии в среднем и позднем неоплейстоцене. Эта связь особенно четко установлена для озер ледниковой и крупных плювиальных бассейнов перигля-циальной зон. Межледниковые и послеледниковые условия отличались в целом большей аридностью, что способствовало регрессии, распаду и деградации озерных систем.
Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (грант 08-05-00037-а)
Список литературы
Геоморфология Монгольской Народной Республики (1982) /Под ред. Н.А. Флоренсова, С.С. Коржуева. М.: Наука, 260 с.
Григорьев А. А. Некоторые итоги разработки новых идей в физической географии (1946) // Изв. АН СССР. Сер. геогр. и геофиз. 2: 3-17.
Девяткин Е.В. (1981) Кайнозой Внутренней Азии (стратиграфия, геохронология, корреляция) //Тр. советско-монгольской научн.-иссл. геол. эксп. М.: Наука, вып. 27, 196 с.
Мурзаев Э.М. (1948) Котловина Больших Озер в Западной Монголии и происхождение ее ландшафтов //Тр. 2-го Всесоюзн. Геогр. Съезда, М.: Географгиз, т.1, с. 367-378.
Мурзаева В.Э., Маринов Н.А., Сырнев И. П. (1971). Палеогеография четвертичного периода территории Монголии //Изв. ВГО, т. 103, вып. 5. С.397-411.
Обручев В.А. (1947) Впадины Центральной Азии и их научные сокровища, ожидающие изучения //Изв. АН СССР. Сер. геол. 5: 17-36
Равский Э.И. (1972) Осадконакопления и климаты Внутренней Азии в антропогене. М.: Наука, 335 с.
Селиванов Е.И. (1972) Неотектоника и геоморфология Монгольской Народной Республики. М.: Недра, 293 с.
Синицын В.М. (1959) Центральная Азия. М.: Географгиз, 456 с.
Benson L.V. (1978). Fluctuation in the level of pluvial Lake Lahontan during the last 40000 years. Quaternary Research 9, 300-318.
Bobek H. (1963). Nature and implications of Quaternary climatic changes in Iran - Symposium on change of climate. Rome, Oct.1961. UNESCO-WMO,. pp. 403-413.
Butzer K.W. (1961). Climatic change in arid regions since the Pleistocene. - Arid Zone Res., №17, pp. 31-56.
Gilbert G.K. 1890. Lake Bonnevile. - US. Geol. Surv. Monogr., vol.1, monogr., 438 p.
Morrison R.B. 1965. Lake Bonnevile, Quaternary stratigraphy of estern Iordan valley, south of Salf Lake Sity, Utah. - Geol. Surv. Profess. pap., № 337, 80 p.
Morrison R.B. 1970. Conflicting pluvial-lake evidence on climatic changes between 14 and 9 millennia ago, with particular reference to lakes Lahontan, Bonnevile, and Searles. AMQUA Abstracts 1: 97-98.
Thomson R.S., Benson L.V., Hattori E.M. 1986. A Revised chronology for the Last Pleistocene lake cycle in the central Lahontan basin. Quaternary Research 25, pp. 1-9.
Quaternary Evolution of the Altay Mountains lakes Systems
Pavel S. Borodavko
Institute of Monitoring of Climatic and Ecological Systems SB RAS,
10/3 Akademichesky, Tomsk, 634055 Russia
Global cooling in the Early Pleistocene caused extensive continental glaciation in the northern hemisphere including the arid areas of Central Asia. The reduction of temperatures (particularly summer temperatures) reduced evaporation and strengthened the importance of precipitation. The simultaneity of «lakes periods» (pluvials) and stages of glaciation is established experience confirmed by investigations in the west of North America and Russia. In the Russian and Mongolian Altay new evidence for similar conditions is found.
Key words: Altay mountains, pluvial lakes, neopleistocene, glaciation.
