Палеогеография Горного Алтая

Состав пыльцы и спор из отложений низких террас и пойм реки Чаганузун близок пыльцевым  спектрам современного аллювия. В группе пыльцы древесных пород преобладает  пыльца сибирского кедра и березы, причем пыльцы березы больше, чем пыльцы кедра. Среди травянистых преобладает пыльца лебедовых (до 73%) и эфедры (до 47%), что наблюдается в современных спектрах поверхностных проб.

Заключение о разрезе. По правому берегу реки Чаганузун вскрывается строение конечной морены позднеплейстоценового горно-долинного ледника, выползавшего в Чуйскую котловину, озерно-ледниковых отложений древнего приледникового озера, высоких и низких террас реки.

Конечноморенные образования  развиты валами, фиксирующими максимальную и постмаксимальную стадии стояния ледника. Пол составу это грубообломочные отложения с гравийно-песчано-супесчаным, реже алеврито-глинистым наполнителем. В отличие от более древней морены Чагана отложения более грубые в обломочной части и более песчаные – в заполнителе и имеют лучшую сохранность.

Во внутренней дуге конечной морены развиты озерно-ледниковые осадки – ритмичнослоистые алевриты, глины  и пески, фиксирующие начало активной деградации позднеплейстоценового  ледника. Особенностью минералогического  состава ленточных отложений является наличие аутогенных минералов (пирита, оолитовых карбонатных образований, гидроокислов марганца и железа), указывающих, что и в приледниковых водоемах с ландшафтами тундро-степи и лесотундры происходило выпадение карбонатов в осадок и существовали условия, способствующие образованию пирита.

4. Ледниковые отложения и оледенения Горного Алтая.

Комплексное изучение ледниковых образований Горного Алтая, в  первую очередь разрезов Чаган, Кзыл-Чин, Чаганузун, Кубадру и Беле, показывает, что среди них развиты отложения двух-трех оледенений.

Наиболее древние ледниковые накопления установлены в разрезе  Чаган. Они залегают в виде маломощного (0-5 м) базального слоя морены на неровном основании башкаусских галечников и перекрываются ленточными глинами или другими ледниковыми отложениями. Гранулометрический анализ морены показал повышенное содержание мелких фракций в ее заполнителе по сравнению с более молодыми ледниковыми отложениями. Это пока единственные установленные в Горном Алтае раннеплейстоценовые ледниковые осадки, по-видимому, в значительной степени размытые, свидетельствующие о существовании оледенения гор еще в начале плейстоцена.

В Горном Алтае широко развиты следы среднеплейстоценового  оледенения, залегающие в виде покровов по периферии межгорных впадин, вдоль подножий горных хребтов, реже сохранившиеся в долинах. На эту особенность расположения ледниковых осадков давно обратили внимание исследователи, справедливо предполагавшие полупокровный характер оледенения, по крайней мере в зонах ледниковой аккумуляции. Выходившие по трогам ледники в области предгорий и межгорных впадин сливались, образуя обширные ледниковые поля, в одних случаях полностью заполнявшие впадины (Укок, Джулькульская), в других лишь частично (Чуйская, Курайская). Длительная ледниковая аккумуляция в условиях многочисленых подвижек края ледника привела к формированию мощной толщи генетически разнообразных гляциальных осадков типа ледниковых осадков разреза Чаган. Среди них выделяются флювиогляциальные, озерно-ледниковые и ледниковые (морена) образования. Если определение озерно-ледниковых отложений не вызывает затруднений, то флювиогляциальные осадки от морены отличаются в основном большей степенью заполнения грубообломочным материалом, лучшей сортировкой и более упорядоченным залеганием их в слое. Основной составляющей ледниковых отложений разреза Чаган является дисперсный материал заполнителя морены, доходящий до 90% (среднее 70-80%) объема породы. По данным гранулометрического анализа наибольшим распространением в разрезе пользуется песчаная фракция (в среднем 60-65%), алевриты в среднем составляют 15-20%, содержание же глинистой фракции мало – в среднем около 5%. При визуальном изучении отложения морены выглядят весьма пылеватыми, что, по-видимому, объясняется обволакиванием пылеватыми частицами песчинок. Обращает внимание соотношение фракций песка, алеврита и глины, весьма выдержанное в разрезе вне зависимости от фациальной принадлежности породы. Та же закономерность обнаруживается и в минералогическом составе отложений, весьма однородном по разрезу, с высоким содержанием ильменита, граната и амфиболов.

Анализ физических свойств  заполнителя морены и флювиогляциальных  осадков устанавливает полную идентичность показателей удельного веса и  пластичности. Общая картина соотношения ледниковых фаций разреза Чаган показывает определенное их изменение по простиранию. В западной части разреза наблюдается переслаивание флювиогляциальных и озерно-ледниковых осадков с валунной супесью, в центральной части мощность флювиошляциальных слоев уменьшается, а морены – увеличивается, озерно-ледниковые осадки фиксируются только в приподошвенной части разреза. На восточном окончании обнажения устанавливаются две крупные пачки валунной супеси, разделеные слоем флювиогляциальных отложений. Отмеченное свидетельствует, что в разрезе Чаган вскрывается строение комплекса ледниковых отложений краевой зоны ледника, образованных флуктуациями его края.

Определенный интерес  представляет установление природы  формирования морены разреза Чаган. Отложения местами определенно слоистые с линзами и пропласками сортированного материала, послойным залеганием валунов и гальки. В подошве ледниковых слоев обычно отсутствуют следы размыва и ледниковой экзорации.

Для заполнителя морены характерны высокая средняя размерность относительно плохая сортировка, почти равномерное распределение гранулометрического состава по фракциям с наибольшим участием пелитовой и глинистой составляющих. В составе морены в зависимости от удаления от центра оледенения и источников сноса отмечаются различия. Состав заполнителя морены Чаган, расположенной ближе к горам, более грубый (d=3,53 мм), чем состав морены Кзыл-Чин (d=2,36 мм), более удаленной от гор.

Содержание грубых обломков в морене по отношению к заполнителю  составляет около 1:3. Они как бы «взвешены» в мелкоземе и обычно не соприкасаются друг с другом. Средние размеры валунов 15-20 см, отдельные валуны достигают в поперечнике 3 м и более. Окатанность обломко разнообразная – от остроугольных д хорошо окатанных. В реднем преобладают второй и третий классы окатанности, причем лучшую обработку имеют более крупные разности. Многие валуны в основании уплощены, часто со следами ледниковой обработки (борозды и шрамы). Ориентировка валунно-галечногоматериала в морене различная, иногда с определенной тенденцией в наклоне длиных осей. Для нижней части разреза Чаган преобладающим является наклон, противоположный простиранию современной долины, в то время как в верхней части валуны ориентированы по направлению долины, с наклоном вниз по течению.

Изложенное заставляет предполагать определенное участие  водной среды в формировании валунной супеси. Возможно, что при деградации ледника на участках мертвого льда моренный материал частично промывался и переоткладывался. Хотя вероятнее, что концы ледников спускались в приледниковые водоемы, куда и сгружали большую часть морены. На это, по нашему мнению, указывают и следующие соображения. Если согласиться с мнением большинства исследователей о широком развитии среднеплейстоценового оледенения, то почему нигде не фиксируются конечноморенные гряды ледников? Нет их на водораздельных участках межгорных впадин и, в частности, по периферии Чуйской котловины, куда не проникали долинные ледники последующего оледенения. По-видимому, формированию конечных гряд ледниками мешало существование обширного приледникового Чуйского озера, воды которого частично сортировали моренный материал, а плавающий лед разносил его по обширной акватории озера. О былом присутствии приледникового водоема свидетельствуют серии высоких озерных террас вдоль подножий Южно-Чуйского и Курайского хребтов на отметках от 2100 м абсолютной высоты. В Чуйской котловине устанавливаются следы нескольких озер, совпадающих с эпохами экспансии ледников, образованных ледяными запрудами в долине реки Чуи. Е.В. Девяткин эти озерные террасы относит ко времени первого постмаксимального (поздний плейстоцен) оледенения. По-видимому, это справедливо только в отношении низких террас, выработанных в конечной морене позднеплейстоценового ледника в нижнем течении реки Чаганузун, а высокие озерные террасы относятся к более древнему приледниковому водоему. Уровни их деформированы с амплитудами перепада высот до 150 м, что также указывает на определенную древность озерных террас. Накопление ледниковых отложений разреза Чаган, вероятно, осуществлялось в условиях постоянно меняющегося уровня озера и подвижек края ледника. Во время деградации ледника морена покрывалась плащом флювиогляциальных отложений, а в понижениях мореного рельефа откладывались ленточные осадки.

Большим распространением в горах Алтая пользуются морены позднеплейстоценовых ледников. В отличие от полупокровных осадков предыдущего оледенения они обычно располагаются в троговых долинах в виде систем конечноморенных и боковых гряд. В случае выхода ледников в межгорные котловины морены группируются вдоль подножий гор. Характер залегания этих отложений указывает на горно-долинное оледенение Алтая.

Примером строения конечноморенной  гряды позднеплейстоценового оледенения является моренный вал в долине Чаганузун, сложенный неясным переслаиванием валунной супеси и промытого валунника. Прослои валунной супеси мощностью 5-10 м в отличие от среднеплейстоценовой морены состоят на 50-60% из грубообломочного материала.

Грубообломочный материал на 20-25% представлен мелкими с средними валунами и галькой плохой и средней окатанности. По петрографическому составу среди них преобладают граниты и гнейсы – породы, развитые в центральных частях хребтов. Также многочисленны валуны и галька из пород, слагающих окружающие возвышенности, темноцветные интрузивные образования среднего состава и метаморфические сланцы. Ориентировка валунно-галечного материала довольно хаотичная, с некоторым преобладанием направлений по современной долине, совпадающая с ориентировкой галечников аллювия террас реки Чаганузун. Углы наклона валунов и галек близки субгоризонтальному залеганию (средние углы наклона 13-19°). В заполнителе прослеживаются отдельные линзы и прослойки плохо сортированного песка и гравия. По данным гранулометрии, в заполнителе морены преобладает песок (50-60%) и гравий, существенна ылеватость (около 30%) и глинистость (10-15%) отложений. По-видимому, накопление конечной морены Чаганузунского ледника происходило в краевой зоне за счет сброса материала с его поверхности и вытаивания из ледяного тела при последующем частичном перемыве осадков во время отступления.

В долинах Горного  Алтая, затронутых последним оледенением, помимо коечных морен, четко фиксирующих  границы продвижения и стадии деградации ледников, прослеживаются и другие ледниковые образования: боковые морены, террасовидные боковые морены, всхолмления донной и абляционной морен в днищах долин. Эти формы и слагающие их осадки подробно рассмотрены Е.В. Девяткиным и особенно Н.А. Ефимцевым. Мощность этих накоплений в целом невелика. Особенно это относится к основной морене, развитой в неосвоенных речками днищах трогов и представленной промытыми россыпями валунов и гальки. В троговых долинах Алтая от конечных морен максимального продвижения горно-долинного ледника до современных ледников прослеживаются несколько валов морены регрессивной стадии позднеплейстоценового оледенения. По мере приближения к источникам питания состав морены становится все более грубым, уменьшается количество тонкодисперсной фракции заполнителя, среди обломков преобладают плохо окатанные разности преимущественно местных пород, увеличивается количество неустойчивых минералов, уменьшается коэффициент устойчивости.

Для морены современных  ледников Горного Алтая характерен валунно-щебнистый состав с разнопесчано-гравийным заполнителем и незначительной глинистостью. Современная морена по сравнению с древними ледниковыми образованиями помимо геоморфологических различий имеет худшую окатанность обломочного материала, а также отличается практическим отсутствием глинистости, незначительным содержанием тонких фракций в заполнителе, «свежим» обликом отложений морены, с рещающим участием среди обломочного материала пород, выходящих вдоль бортов долины. Если в процессе формирования ледниковых отложений существовали условия, препятствовавшие выносу ледниковой мути, то современная морена по составу заполнителя весьма напоминает древнюю среднеплейстоценовую морену. Так, вблизи края Софийского ледника среди современного конечноморенного вала была обнаружена земляная прамида, по составу визуально не отличимая от морены разреза Чаган, расположенного в 25 км ниже по долине.

Можно констатировать, что  среди гляциальных образований  Горного Алтая запечатлены следы  трех эпох наступания ледников, захватывавших  высокогорную и среднегорную зоны. Следы первого оледенения гор, установленные по разрезу Чаган, относятся к раннему плейстоцену. К этому времени Центральный Алтай представлял высокогорную страну с отметками, превышающими 3000 м, в верхней части гор с холодным и влажным климатом. Оледенение возникло, когда во время активного поднятия гор и опускания хионосферы за счет плейстоценового охлаждения климата в ее зону попали значительные участки поверхности гор.

Если принять минимальную  оценку солнечнообусловленного охлаждения Земли в плейстоцене в 4°, то охлаждение высокогорий Горного Алтая вследствие тектонического подъема в конце плиоцена – начале плейстоцена можно оценить в 9°, а общее похолодание климата составит около 13°. О масштабах первого оледенения судить трудно: следов его почти не сохранилось. По-видимому, оно захватывало только высокогорье современного Алтая (3000 м и выше), где имело характер покровов и полупокровов на плоских останцовых вершинах с выходом наиболее крупных ледников в предгорьях хребтов.

Среднеплейстоценовое  оледенение было наиболее продолжительным и занимало обширные площади в высокогорной и среднегорной зонах Алтая. В эту эпоху продолжавшийся подъем гор вывел наиболее высокие хребты Горного Алтая за пределы 3500-4000 м, вследствие чего климат гор охладился еще на ~ 6°, «вовлекая» в зону хионосферы обширные площади гор. В горных хребтах ледники имели долинный характер, в предгорьях и межгорных впадинах сливались в обширные  покровы, откладывая разнообразные в генетическом отношении ледниковые отложения. Особенности строения ледниковой толщи Чаган свидетельствуют, что во время оледенения ледники испытывали неоднократные подвижки.

Последующее позднеплейстоценовое оледенения было горно-долинным. Ледники из центров оледенения Горного Алтая спускались далеко вниз, захватывая области среднегорья и имели максимальную протяженность, достигая длины 60-70 км, а в отдельных случаях существенно превышая эти значения. Длина Чулышманского ледника, достигавшего устья Телецкого озера, по Н.А. Ефимцеву, составляла 280 км. В троговых долинах Алтая нигде ниже конечных морен позднеплейстоценовых ледников не установлены морены среднеплейстоценового оледенения. Таким образом, несмотря на меньшую длительность во времени (около 70 тыс. лет), позднеплейстоценовое оледенение Горного Алтая по сравнению со среднеплейстоценовым характеризуется большой протяженностью долинных ледников. Объяснение этому, по-видимому, надо искать как в причинах саморазвития ледников, так и в большой суровости климата, о чем свидетельтвуют данные палинологии и значительная эрозионная расчлененность горного рельефа. Суровость климата была вызвана как дальнейшим общим (солнечнообусловленным) охлаждением Земли (максимальным в плейстоцене), так и в большей степени продолжавшимся поднятием гор, скорее не столько абсолютным, сколько относительным увеличением средней высоты среднегорий и высокогорий Алтая и вследствие этого и площади, захваченной хионосферой, граница которой в эту эпоху опустилась до минимальных отметок – около 2000-2300 м.

Ко времени начала последнего оледенения в горах Алтая была сформирована современная гидросеть, глубокие долины которой полностью вместили ледниковый материал, поступивший из участков накопления, локализовав тем самым оледенение участками долин. По системам конечных морен хорошо изучена регрессивная стадия позднеплейстоценового оледенения и показан ее прерывитый характер. По мнению Л.Н. Ивановского, во время деградации ледника отмечалось не менее семи фаз наступления, зафиксированных валами конечных морен. Представляется, что конечные морены последнего оледенения в горах скорее свидетельствуют о длительных задержках отступания ледника, возможно, происходивших и с небольшими положительными подвижками.

При изучении позднеплейстоценового  оледенения Горного Алтая весьма интересным представляется конкретное рассмотрение развития отдельных долинных ледников и скорости из деградации, посчитывавшиеся только для современной эпохи. Геоморфологический анализ долины реки Чаган и абсолютные датировки ледниковых отложений позволяют в качестве такого примера рассмотреть развитие древнего Чаганского ледника. О развитии его в прогрессивную фазу в настоящее время судить трудно, никаких следов не сохранилось. Можно лишь предполагать, что он энергично эродировал речную долину пра-Чагана. Особенно значительной была глубинная эрозия в районе предгорного плато, где в настоящее время в днище наблюдаются резкие перепады высот рельефа препарированных коренных останцов.