Коммуникативно-прагматическая специфика судебного дискурса Овчинникова Наталья Владимировна

Содержание к диссертации

ВВЕДЕНИЕ 5

Глава I. АЛТАЙ В АСПЕКТЕ ИЗУЧШИЯ ДРЕВНЕГО ОЛЩЕНЕНИЯ ГОР ШНОЙ СИБИРИ

1. Краткий обзор исследований и развития палеогляцио-логичвской концепции 13

2. Основные проблемы древнего оледенения 26

3. Алтай как опорный регион для изучения древнего оледенения гор Южной Сибири 30

Глава 2. ПРИЗНАКИ ДРЕВНЕГО ОЛЩЕНЕНИЯ И ИХ ИНФОРМАТИВНОСТЬ

2.Х. Лбдниково-экзарационныв формы 34

2.2. Ледниково-аккумулятивные образования 43

4. Конечные и береговые морены 44

5. Основная морена 50

2.3. флювиогляциальные образования 72

6. Озы и камы. . 72

7. Камовые террасы 77

8. Флювиогляциальные террасы . 104

2.4. Выводы 118

Глава 3. РЕКОНСТРУКЦИИ ДОПОЗДНЫШЕЙСТОЦЕНОВЫХ ОЛЩЕНЕНЙЙ

9. О выделении позднеплиоценовош и раннеплейстоцено-вого оледенений 121

10. Обзор и анализ данных о среднеплейстоценовом оледенении 126

11. формирование и размеры среднеплейстоцвновых ледников 142

12. Выводы 160

Глава 4. П02ДНЕШШЙСТ0ЦВН0ЮБ ОЛЭДШШИВ

13. Геоморфологические свидетельства распространения ледников 163

14. Размеры и особенности оледенения 169

15. Западно-Алтайский центр 172

16. Теректинский центр . . . 174

17. Иодго-Сумудьтинекий центр 176

18. Абаканский центр 179

19. Чулншман-Шапшальский центр 180

20. Чихачевский центр 188

21. Курайский центр ......... 189

22. Южно-Алтайский центр 190

4.3. Оледенение и речной сток 205

4.4. Выводы 212

Глава 5. ДИНАМИКА Е03ДНВШШЙСТ0ЦШ0В0Г0 ОЛВДШШШ.

ПЕРВЫЙ МЕГАСТАДЙАЛ

23. О времени максимума оледенения . 214

24. Основные гляциальные циклы позднего плейстоцена. . 216

25. Стадиальное сокращение ледников первого мегаста-диала 239

5.4. Выводы 271

Глава 6. ВТОРОЙ ПОаЩЕШШЙСТОЦШОВЫЙ МЕГАСТАДИАЯ

26. О границах ледников второго мегастадиала 273

27. Термическая обусловленность стадиальной динамики снеговой границы 278

28. Депрессия снеговой границы стадии ХУЕ-ХІХ вв. . . 289

29. Стадиальная общность деградации позднеплейстоцен-голопеновых ледников 295

30. Балансовая оценка голоценового оледенения 309

31. Динамика ледников бассейна Актру в ХІУ-ХІХ вв. . . 316

7. Динамика ледников Белухи в ХУП-ХІХ вв 325

8. Выводы 337

Глава 7. ОДЩЕНЕНИБ В РЕГРЕССИВНОЙ ФАЗЕ СТАДИИ ХУП-ХІХ вв.

1. Колебания темпов отступания ледников 339

2. Особенности сокращения ледников разных морфологических типов 350

7.3. Выводы 360

Глава 8. МЕРИДИОНАЛЬНАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ ЛЕДНИКОВЫХ И ФШШИАЛЬНЫХ

ПРОЦЕССОВ ГОРНЫХ И РАВНИННЫХ РЕГИОНОВ (на примере Западной Сибири)

3. Общий обзор постмаксимальной динамики позднеплейстоценового оледенения Алтая 361

4. Постмаксимальная динамика позднеплейстоценового оледенения севера Западно-Сибирской равнины. . . . 370

5. Схема корреляции динамики оледенения гор и равнины и флювиальных процессов во внеледниковой части бассейна Оби 373

6. Метахронность (местная индивидуальность) в разви-тии горного и материкового позднеплейстоценового оледенения 382

8.5. Выводы.................... 389

ЗАКЛЮЧЕНИЕ. 391

ЛИТЕРАТУРА 397

Введение к работе

В утвержденных ХХН съездом КПСС "Основных направлениях экономического и социального развития СССР на I98I-I985 годы и на период до 1990 года" дальнейшему развитию науки придается особое значение, разделом "Развитие науки и ускорение технического прогресса" предваряются все отраслевые разделы. Разъясняя задачи географической наукиїгВ свете этого раздела "Основных направлений...", В.С.Преображенский (1981) отмечает, что наряду с другими проблемами в цикл географических исследований входят изучение развития природы плейстоцена и голоцена, изучение динамики рельефа, формирования его морфоструктурных и морфоскульптурных элементов.

Проблема плейстоценовой истории развития Земли имеет разнообразные аспекты, среди которых важное место занимают палеогляцио-логические исследования. Предмет и методы, задачи и успехи палео-гляциологии полно определены и сформулированы в работе Г.А.Авсюна, М.Г.Гросвальда и В.М.Котлякова (1972). В задачу палеогляциологических исследований входит реконструкция размеров, формы и строения ледников, их географического распространения, динамики, геолого-геоморфологической роли, баланса массы, а также сложных и многообразных взаимодействий ледников с другими компонентами географической среды прошлого. Изучение этих вопросов определяется не только сугубо научными целями, стремлением понять причины, дать количественную оценку и выявить закономерности изменений оледенения Земли, но также задачами прогноза возможных изменений окружающей среды (в частности, проверка моделей прогнозирования) и практическими запросами в разных сферах современной хозяйственной деятельности (поиски россыпных месторождений редких и благородных металлов, некоторых видов минерального сырья, строительных материалов; инженерно-геологическая оценка территорий пред-

стоящего освоения; геологическое картирование рыхлых отложений и т.д.).

Актуальность_темы диссертации. Планомерно расширяющееся освоение природных ресурсов Сибири не ограничивается равнинными территориями. В сферу практической деятельности все шире вовлекаются также горы Южной Сибири в связи с изысканиями и эксплуатацией месторождений полезных ископаемых и строительных материалов, гидротехническим и дорожным строительством, лесоразработками, мелиоративными работами для расширения и укрепления местной кормовой базы животноводства и т.п. Весь комплекс вопросов хозяйственного освоения, рационального использования природных ресурсов и прогноз возможных изменений окружающей среды в горных областях определяет актуальность всестороннего изучения природных обстановок прошлого, в том числе реконструкции размеров и закономерностей развития плейстоценового оледенения, его динамики.

Плейстоценовое оледенение, охватывавшее все горные области Южной Сибири, оказывало существенное влияние на многие другие природные процессы и явления. Оледенением были обусловлены определенные особенности формирования морфоскульптуры высокогорья и среднегорья, с ним были связаны изменения условий формирования рыхлых отложений, некоторые особенности развития гидрографической сети и гидрологических процессов, изменения интенсивности склоновых процессов и т.п. Будучи продуктом климата, его похолодания, оледенение в свою очередь дополнительно охлаждало воздушные массы, по крайней мере, в пределах территории распространения ледников и в перигляциальном поясе. Таким образом, решение различных вопросов становления природного комплекса горных областей сопряжено с проблемой древнего оледенения и определяет её фундаментальность.

Суть проблемы плейстоценового оледенения гор Южной Сибири за-

ключается в недостаточной изученности и различной трактовке исследователями таких кардинальных вопросов, как количество и масштабы былых оледенений, время максимального оледенения гор, основные закономерности динамики последнего оледенения, степень хронологической соотносительности его развития в разных частях горного пояса и возможности более дальних корреляций.

Актуальность изучения плейстоценового оледенения гор Южной Сибири обусловлена не только задачами освоения самих горных областей. С горами связана значительная часть бассейнов наиболее крупных рек Сибири. Их сток и эрозионно-аккумулятивная деятельность во внеледниковой части долин зависели от эволюции горного оледенения и связанных с ней изменений масс талых ледниковых вод, а также режима сброса вод крупных внутригорных ледниково-подпруд-ных озер. Следовательно, закономерности развития древнего горного оледенения должны учитываться при изучении морфолитологичес-ких особенностей флювиального рельефа и реконструкции условий его формирования в долинах Оби, Енисея и многих других рек вне-ледниковой части Сибири.

Разработка этой проблемы наиболее перспективна на примере Алтая, который отличается разнообразием ороклиматических условий, сочетает в себе характерные черты морфоскульптуры других горных областей Южной Сибири, выделяется наличием наиболее полных обнажений рыхлых отложений, ставших опорными для расчленения ледникового периода. Алтай лучше изучен в палеогляциологическом отношении по сравнению с другими горными областями Южной Сибири. Для выявления закономерностей динамики последнего оледенения особое значение имеют продолжительные исследования современных ледников Алтая, условий их существования и климатообусловленных колебаний, позволяющие использовать установленные связи в палеогляциологических оценках.

Оснрвная_цель предпринятых исследований заключается в реконструкции масштабов плейстоценовых оледенений Алтая с учетом новых натурных и аналитических материалов и выявлении основных закономерностей постмаксимальной эволюции ледников, особенно в период с максимума последнего оледенения до современности.

Поставленной целью обусловлено решение следующих задач:

1. анализ гляциодинамической информативности различных признаков древнего оледенения Алтая, что имеет не только региональное, но и общетеоретическое значение в аспекте палеогляциологического изучения внутриконтинентальных горных областей;

2. выявление наиболее достоверных геолого-геоморфологических критериев реконструкции размеров и морфологии максимального оледенения;

3. реконструкция масштабов позднеплейстоценового оледенения и выявление его морфологических особенностей в зависимости от территориальных различий ороклиматических условий;

4. установление основных закономерностей постмаксимальной эволюции позднеплейстоценового оледенения;

5. пространственно-хронологическая корреляция динамики ледников в регрессивной фазе последнего оледенения.

При решении этих задач использовались методы полевых и камеральных исследований. В период 20-летних экспедиционных исследований проводилось картирование гляцигенных и водно-ледниковых форм рельефа, изучение морфологии и строения конечных морен, литологии донных морен современных ледников и основных морен древнего оледенения, геолого-геоморфологических соотношений конечных морен с сопряженными террасами; проводилось аэровизуальное и наземное полевое дешифрирование аэросъемочных материалов; выполнялись наблюдения на современных ледниках для оценки их вещественного баланса, внутривековых колебаний и рельефообразующей дея-

тельности; собирался материал для лабораторных исследований (радиоуглеродного анализа, механического анализа ледниковых, флю-виогляциальных и озерно-ледниковых отложений; варвометрического анализа). Выполнены камеральные дешифровочные и картометричее-кие работы, позволившие получить исходные данные для расчета депрессии снеговой линии по маркированным конечными моренами хронологическим срезам постмаксимального этапа эволюции позднеплей-стоценового оледенения.

Главны^ е^льтаты_выполненных_исслеа.ований:

1. Выявлен ряд не отмечавшихся ранее в горах Южной Сибири важных геолого-геоморфологических признаков среднеплейстоценового оледенения Алтая (отложения основной морены с гляциодинамичееки-ми текстурами, отложения ребристой основной морены, флювиогляци-альные отложения проксимальной фации, камовые террасы и маргинальные каналы в долинах), изучение которых позволило более достоверно реконструировать его масштабы и основные черты морфологии.

2. Реконструировано позднеплейстоценовое оледенение Алтая, выявлена зависимость размеров и морфологии оледенения от территориальных различий ороклиматических условий, определена депрессия снеговой линии для максимума ледниковья и основные закономерности ее изменений в постмаксимальный период развития оледенения.

3. Установлено два основных позднеплейстоценовых гляциальных цикла - мегастадиала, в регрессивной фазе которых выделены цикли стадиального ранга; выявлена ведущая роль термической составляющей климата в динамике оледенения и общность стадиальной динамики ледников.

4. Разработана схема постмаксимальной эволюции позднеплейсто-ценового оледенения до современных размеров ледников и схема меридиональной корреляции позднеплейстоценовых ледниковых и флюви-альных процессов горных и равнинных регионов Западной Сибири.

Научная новизна диссертационной работы заключается в том, что следы гляциального лито- и морфогенеза рассматриваются с точки зрения отражения в их строении и пространственном размещении закономерностей климатообусловленной динамики древнего горного оледенения. В соответствии с таким подходом к проблеме реконструкции динамики оледенения в диссертации

впервые для горных стран проанализирована гляциодинамическая информативность всех основных геолого-геоморфологических образований, генетически связанных с деятельностью ледников и водно-ледниковых процессов; развиты и конкретизированы теоретические положения об условиях формирования, морфологии и строении горно-долинных флювиогляциальных и камовых террас;

проведены исследования связи стадиальной динамики ледников

с изменениями основных климатических факторов (температуры и осадков), интегральным выражением которых является высота снеговой линии; полученный вывод о ведущей роли термического фактора в стадиальной динамике ледников проверен и подтвержден балансовыми расчетами;

показана равномасштабность синхронных стадиальных изменений снеговой линии на территории Алтая и возможность использования этой закономерности для пространственно-хронологической корреляции стадиальных конечных морен;

на основе выполненных автором геолого-геоморфологических исследований, палеогляциоклиматических расчетов, а также имеющихся хронологических данных впервые разработана общая схема постмаксимальной эволюции позднеплейстоценового оледенения;

палеогляциологические реконструкции выполнены с учетом новых натурных и аналитических материалов, а также различий ороклимати-ческой базы оледенения и местных условий гляциального лито- и морфогенеза; впервые дана оценка изменений гидрографической сети

и речного стока в эпоху позднеплейстоценового оледенения.

Научно-практическая ценность диссертационной работы вытекает из совокупности главных результатов выполненных исследований. В научном плане работа дает дальнейшее развитие теории древнего оледенения внутриконтинентальных горных областей Евразии и представляет собой методологическую разработку изучения динамики горного оледенения, исходя из современного состояния накопленных фактических и аналитических данных. На примере Алтая решены проблемы реконструкции масштабов былого оледенения и эволюции горных ледников в период с максимума позднеплейстоценового гляциального цикла до современности. Целенаправленность исследований на выявление признаков былого распространения ледников и их пространственно-временной эволюции позволила создать достаточно аргументированную общую концепцию плейстоценового оледенения Алтая, в которой наиболее полно, на базе палеогляциоклиматического анализа и применения принципа актуализма реконструирована динамика позднеплейстоценового оледенения.

Разработанная схема постмаксимальной эволюции позднеплейстоценового оледенения Алтая является первой попыткой собственно палео-гляциологической реконструкции для горных областей СССР. В этой связи следует отметить, что реконструкция условий и закономерностей развития прежних ледников определяет новые возможности для прогностического решения вопросов о современных длительных ледниковых процессах, гляциальных катастрофических явлениях и гидрологическом режиме.

Материалы и выводы диссертационной работы, относящиеся к пространственно-временной реконструкции плейстоценового оледенения, его геолого-геоморфологической деятельности и влиянию на изменения речного стока, могут быть использованы при решении ряда практических вопросов, связанных с освоением территории Горного Ал-

тая. Ледниковые и флювиогляциальные отложения, выполняющие значительные участки горных долин и межгорных котловин, служат тем осн основанием, на котором в настоящее время все шире возводятся различные инженерные сооружения; эти отложения являются материнской породой современных почв, нередко используются в качестве местного строительного материала. Известны случаи обнаружения в ледниковых отложениях Алтая металлоносных россыпей. Поиск их коренных источников или местоположения древних россыпей может быть успешным только при учете палеогляциологических реконструкций. Выделенные особенности строения невыраженных в рельефе среднеплейстоце-новых основных морен, морфологии и строения ребристых морен, ка-мовых террас и распространения проксимальной фации флювиогляциаль-ных отложений важны для диагностики рыхлых осадков в практике геологического картирования и общего освещения вопросов региональной палеогеографии плейстоцена.

Основные положения диссертации докладывались на Ш, УІ, УП Всесоюзных гляциологических симпозиумах, на ХУ Генеральной Ассамблее МГГС (1971 г., Москва), на XI конгрессе ШВА (1982 г., Москва), на Всесоюзной конференции "Проблемы гляциологии Алтая" (1972 г., Томск), на региональной научной конференции "Итоги и перспективы гляциогидроклиматического изучения Алтае-Саянской горной области" (1975 г., Томск), на совещании авторского коллектива атласа-монографии "Палеогеография территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене" (1979 г., Москва), на междуведомственном совещании по полевым и камеральным методам исследования ледниковый отложений (1980 г., Таллин), на заседании Сибирской секции четвертичной комиссии (1981 г., Новосибирск), а также на научных семинарах проблемной научно-исследовательской лаборатории гляциоклиматологии Томского университета.

Г Я А В А І

АЛТАЙ В АСПЕКТЕ ИЗУЧЕНИЙ ДРЕВНЕГО ОЛЕДЕНЕНИЯ ГОР ШНОЙ СИБИРИ

Наряду с покровным оледенением высоких широт в плейстоцене подвергались оледенению и многие горные системы умеренного пояса. Одним из таких дрввнвдвдниковых регионов Евразии являются горы Южной Сибири. В схеме геоморфологического районирования СССР [Геоморфологическое районирование..., 1980] страна горы Южной Сибири

у. - -^

включает горные системы, занимающие южную часть Сибири от впадины озера Зайсан до Дальнего Востока. Рельеф этого протяженного субширотного пояса гор сформирован на гетерогенной геологической основе. В разных его горных сооружениях не одинаковой была и интенсивность тектонических движений. Однако, уже с мезозоя горный пояс Южной Сибири развивается по общему плану и экзогенные рельефооб-разующие процессы имеют много общего. Наиболее ярким выражением этой общности являются развитые в большинстве горных систем формы рельефа, обусловленные деятельностью древнего оледенения.

І.І. Краткий обзор исследований и развития палеогляциологической концепции

Первые сведения о признаках былого обширного оледенения гор Южной Сибири стали появляться еще в середине XIX в. [Бунге (Bunge ), 1830; Гвльмерсен, 1840; Щуровский, 1846; Кропоткин, 1867;,и др.]. В последней четверти XIX в. начался этап общих геолога-географических исследованийt в которых большое внимание уделяется и проблемам древнего оледенения. Выявляются все новые территории былого оледенения, уточняются границы распространения гляцигвнных форм рельефа, устанавливаются признаки сложной динамики древних ледников, появляются некоторые данные для обоснования неоднократности

оледенения, Еще в 1875 г. П.А.Кропоткин привел убедительные доказательства былого крупного оледенения в хребтах Восточного Саяна и Забайкалья. В это же время следы древнего оледенения в горном массиве Мунку-Сардык отмечает А.ЛЛекановский (1874), а позднее -С.П.Перетолчин (1897) и Де-Геннинг-Михелис (1898). В 1887 г. признаки древнего оледенения были обнаружены в Тоджинской и Серлиг-хемской котловинах Тувы [ячевский, 1888]. Появляются некоторые сведения о былом оледенении в горах Монголии [клеменц, 1894], в Русском Алтае [Яцринцев, 1882; Соколов, 1883; Закржевский, 1894; Соболев, 1896; Сапожников, 1899] и в Кузнецком Алатау [Толмачев, 1899, 1900]. Уже в 1900 г. И.П.Толмачев ставит вопрос о вероятности двухкратного оледенения Кузнецкого Алатау.

Два первых десятилетия текущего века ознаменовались заметным увеличением информации по древнему оледенению. При геологических исследованиях в Северном Забайкалье следы крупных долинных ледников в Баргузинском, Икатском и Южно-Муйском хребтах были описаны В.К.Котульским (1915). По Южному Забайкалью следы былого оледенения отметил Н.Д.Емельянов (1914). Сведения о ледниковых формах рельефа в Прихубсугулье содержатся в работах В.Я.Комарова (1906) и С.П.Перетолчина (1908). Дополнены материалы о древнем оледенении в Монгольском Алтае [сапожников, I9II; Молчанов, I9I8J, в Западном Саяне и Кузнецком Алатау [эдельштейн, 1907, 1912]. В Восточном Алтае следы крупного оледенения отметил П.Г.Игнатов (1902). После двух лет исследований в Прителепком районе и в Курайском хребте древнее оледенение Восточного Алтая признал С.А.Яковлев (1909), который еще в 1906 г. считал, что ледниковый период для Алтая не доказан.

В Катунском хребте следы древнего оледенения описал К.Г.Тюмен-цев (1916). В это же время долины Катуни, Аргута, Чуй и их притоков посетил В.А.Обручев (1914), который дал подробное описание

распространения ледниковых отложений и высказался о вероятности двух ледниковых эпох, исходя из различной сохранности ледниково-аккумулятивных форм, межморенного положения озерно-ледниковых отложений в Чуйской котловине и ярковыраженного группирования террас в долинах Алтая в два разновозрастных комплекса.

В Южном Алтае к этому периоду относятся исследования А.Н.Се-дельникова (1908), П.П.Пилипенко (1910) и М.Э.Янишевского (1914). Наиболее подробно следы древнего оледенения в Южном Алтае описал В.В.Резниченко (1914). Он выделял в долинах два вложенных трога, которые связывал с двухкратным оледенением.

В 1907 и 1909 гг. Алтай посетил финский геоморфолог Г.И.Гранэ. Убедившись, что на формирование рельефа этой горной области существенное влияние оказала деятельность древних ледников, Г.И.Гранэ в I9I3-I9I5 гг. пересек Алтай в разных направлениях для выяснения масштабов древнего оледенения и истории его развития. Большое значение в решении этих вопросов он придавал изучению рыхлых отложений в долинах, особенно в периферийной части гор. Им была составлена первая схематическая карта древнего оледенения для всего Русского Алтая. Г.И.Гранэ пришел к выводу о трехкратном оледенении. По его схеме, максимальным было оледенение первой, наиболее древней эпохи; в последующие эпохи оледенение не достигало размеров предшествующего ледниковья; в межледниковые эпохи высокогорье не освобождалось от ледников полностью.

В довоенный советский период признаки древнего оледенения в массиве Сохондо (Южное Забайкалье) были отмечены Л.Н.Прасоловым (1927), в Саяно-Джидинском нагорье - В.В. и Н.В.Ломакиными (1930), в северо-западном Прибайкалье - В.В.Ломакиным (1935). У северного подножья Восточного Саяна ледниковые отложения описал И.А.Молчанов (1927). На стыке Западного и Восточного Саяна в междуречье Казыра и Кизира А.Я.Булынниковым (1929) было установлено моренно-

подпрудное происхождение Можарских озер, что указывает на значительное былое оледенение в Манском белогорье с отметками вершин всего около 1800 м. В районе прорыва Енисея через Западный Саян (хребты Таскыл и Бурус) ледниковые формы рельефа отметил И.К.Баженов (1924). В центральной части Кузнецкого Алатау следы былого оледенения описал А.Н.Чураков (1921). В хребте Сайлюгем (Юго-Восточный Алтай) и в Прителецком районе морфологические признаки древнего оледенения подробно охарактеризовала Л.И.Семихатова (1928, 1934), считавшая возможным выделение двух ледниковых эпох по двум гипсометрическим уровням каров. Две ледниковые эпохи выделял В.П.Нехорошев (1930). Его аргументация длительного межлед-никовья сводится к тому, что ледниковые отложения междуречий лежат на несколько сот метров выше ледниковых отложений в долинах и этот разрыв в их гипсометрическом положении связан с глубоким эрозионным расчленением Алтая после первого оледенения. Аналогичные представления о древнем оледенении Центрального Алтая были высказаны Ю.А.Кузнецовым (1939).

В этот период исследований наряду с уточнением пределов распространения следов ледниковой деятельности, выявлением основных особенностей былого оледенения продолжаются попытки разработать более детальные схемы развития оледенения. Еще в конце 1920-х годов А.М.Кузьмин (1929) на примере Северо-Восточного Алтая предложил схему четырехкратного оледенения, которую отождествил с получившей в то время известность альпийской схемой А.Пенка и Е.Брик-нера. По схеме А.М.Кузьмина, первое (гюнцское) оледенение развивалось на приподнятой пенепленизированной поверхности и имело покровный характер; в первое межледниковье были выработаны глубокие долины, которые в последующем вмещали ледниковые языки. Вслед за А.М.Кузьминым схему четырехкратного оледенения поддержал*Б.ф. Сперанский (1937). В отличив от представлений А.М.Кузьмина о боль-

шой продолжительности первого межледниковья и глубоком эрозионном врезе долин на северо-востоке Алтая, Б.Ф.Сперанский не отметил для Юго-Восточного Алтая признаков энергичной эрозии. Одновременно с Б.Ф.Сперанским на смежной территории в Юго-Восточном Алтае А.В.Аксарин (1937) на основании геоморфологических наблюдений и изучения рыхлых отложений в Чуйской котловине нашел возможным выделить лишь две эпохи горно-долинного оледенения.

Немного раньше, при проведении 2-го Международного полярного года (МОГ), в программу исследований которого входило и изучение ледников Алтая, было уделено внимание исследованию постмаксимальной эволюции последнего оледенения. К.Г.Тюменцев (1936) дал описание местоположения ряда стадиальных конечных морен в долинах Катунского хребта и сделал попытку сопоставить относительное время их формирования. По морфологии поперечных профилей долин он высказывался за вероятность четырехкратного оледенения Алтая, но выраженные в рельефе конечные морены относил к последней ледниковой эпохе, которую синхронизировал с вюрмом Альп. Ближайшие от ледников Белухи морены подробно описал И.М.Мягков (1936). По времени формирования он параллвлизовад их с последними поствюрмскими стадиальными моренами в Альпах. Стадиальную корреляцию конечных морен, описанных К.Г.Тюменцевым и И.М.Мягковым, сделал Я.А.Варда-нянц (1938). Для каждой из стадий он рассчитал депрессию снеговой линии и дал стадиям местные названия. К сожалению, его расчеты депрессии снеговой линии основывались на чужих данных и, как было показано позднее М.В.Троновым (1954), оказались неверными.

В период Великой Отечественной войны и в первые послевоенные годы заметно сократилось количество информации о древнем оледенении гор Южной Сибири. Некоторые сведения о признаках двух ледниковых эпох в Центральном Алтае приведены в геологическом отчете А.Н.Чуракова (1941). Соотношению речных террас с конечными море-

нами в бассейне среднего течения р.Катуни значительное внимание уделено в работе Л.А.Рагозина (1942). По вопросу о количестве лед-никовий он вполне определенно придерживался альпийской схемы четырехкратного оледенения. Обзору былого распространения на Алтае ледоемов (заполнявшихся льдом межгорных котловин) посвящена работа А.И.Москвитина (1946). Общие замечания о признаках древнего оледенения в Северо-Восточном Алтае и принадлежности большинства их к последней ледниковой эпохе приведены в статье М.С.Каледкой (1948). Критическая оценка представлений П.П.Пилипенко о четырехкратном оледенении Южного Прибайкалья и некоторые новые фактические материалы о размещении ледниковых форм и отложений для этой территории даны В.В.Павловским (1948). Особого внимания заслуживает работа А.В.Живаго (1948), впервые применившего на рассматриваемой территории шлиховнй метод для оценки генезиса рыхлых отложений. По его заключению, в долине Бии устанавливаются следы лишь одного оледенения, не подтверждаются высказанные ранее предположения Г.И.Гранэ и А.М.Кузьмина о неоднократном вторжении ледников в долину Бии.

В 1950-х годах широко развернулись геоморфологические и геологические исследования в разных частях горного пояса Южной Сибири, резко возросло количество публикаций и по вопросам древнего оледенения. В начале этого этапа палеогляциологические выводы сводились в основном к уточнению масштабов оледенения, реконструкции его морфологических особенностей и относительной оценке возраста гляцигенных форм. Однако уже с 1960-х годов возобновилось обсуждение вопроса о количестве и самостоятельности оледенений. По этому вопросу исследователей восточной части горного пояса можно разделить на две группы: сторонников одной ледниковой эпохи и сторонников двухкратного оледенения.

По Н.В.Думитрашко (1952), в Байкальской горной области полного

стаивания ледников не происходило в течение всего плейстоцена. Всю ледниковую эпоху она рассматривает как единое оледенение и конечные морены связывает с фазовыми изменениями ледников. Из четырех выделенных фаз наиболее древнюю она относит к плиоцену, вторую (максимальную) - к риссу или рисс-вюрму, а две последние - к концу ледниковой эпохи. Н.П.Ладохин (1954, 1959) по исследованиям в Прибайкалье и в Баргузинском хребте тоже пришел к заключению об одном оледенении, начало которого относит к среднему плейстоцену. Аналогичное представление об одном оледенении, зародившемся в среднем плейстоцене и достигшем максимальных размеров во второй половине позднего плейстоцена, отстаивает В.В.Заморуев (1966, 1967, 1971). Заключение о едином ледниковье он аргументирует общей хорошей и почти одинаковой сохранностью конечных морен, а также отсутствием в разрезах межморенных осадков, которые бесспорно были бы охарактеризованы как межледниковые. Схема древнего оледенения хребта Хамар-Дабан дана В.Н.Ояюниным (1969). Все гляцигенные формы в Хамар-Дабане он относит к позднему плейстоцену и считает, что признаков более раннего оледенения в этом хребте нет.

Другую, более многочисленную группу составляют сторонники двухкратного оледенения Байкальской горной области. Большинство их [Яценко, 1950; Чернюк, 1952; Обручев, 1953; Танеева, 1956; 1*уру-лев, 1958, 1959; Корнутова, 1961; Чичагов, 1959, 1963] по геоморфологическим признакам выделяют средне- и позднеплейстоценовое оледенение. Для обоснования срвдне-позднеплейстоцвнового межлед-никовья в Юго-Западном Прибайкалье С.С.Воскресенский (1959) привлекает охарактеризованные пыльцой теплолюбивой растительности отложения 30-35 и 18-22-метровых террас Ангары, А.Й.Музис (1966, 1969) приводит данные спорово-пыльцевого анализа и собранный им палеонтологический материал из межморенных песков в Муйской и Чарской котловинах. Сторонником двухкратного оледенения является

Г.С.Ананьев (1962), который в отличив от других исследователей первое (долинное) оледенение относит к позднему плейстоцену, а последующее (каровое) оледенение - к голоцену. Довольно неопределенный вывод сделан А.Г.Золотаревым (1958) для восточной части Северо-Байкальскогп нагорья. По морфологии долин он допускает неоднократность оледенения, но в то же время оговаривается, что выявленные им следы ледниковой деятельности могут принадлежать и фазам одной ледниковой эпохи.

Почти во всех упомянутых работах отмечается сложный процесс деградации позднеплейстоценовых ледников и выделяется ряд стадиальных конечных морен. Подробная схема размещения стадиальных морен в ряде долин хребта Кодар дана В.В.Максимовым (1966). По В.В.Максимову, в Кодаре максимальным было последнее (вюрмское) оледенение с депрессией снеговой линии около 1000 м. Он считает, что последнему оледенению предшествовало до трех ледниковий, хотя каких-либо фактических материалов в подтверждение этому не приводит.

Существенно отличаются выводы исследователей по истории развития древнего оледенения Алтае-Саянской горной области. Все следы ледниковой деятельности на восточном макросклоне Восточного Саяна В.Н.Олюнин (1965) относит к позднему плейстоцену. В эволюции позднеплейстоценовых ледников он выделяет постмаксимальную фазу их наступання и две стадии последующего сокращения. Для западного макросклона Восточного Саяна М.Г.Гросвальд (1965) предложил схему трехкратного оледенения. Раннеплейстоцвновов (шивитсков) оледенение он выделил на основании находки туфовалунных отложений, слагающих верхнюю часть разреза эоплейстоценового вулканогенного комплекса на междуречьях. Признаками среднеплейстоценового оледенения М.Г.Гросвальд считает эрратические валуны на междуречьях за пределами выраженного в рельефе позднеплейстоценового конечно-моренного пояса, высокие зандровые террасы долины Бий-Хема и водно-

ледниковые отложения в долине Кызыл-Хема. Позднеплейстоденовый возраст последнего (азасского) оледенения он обосновывает хорошей сохранностью гляцигенннх форм рельефа и корреляцией их с фаунисти-чески охарактеризованными речными отложениями перигляциальной зоны.

Схема трехкратного оледенения Алтая разрабатывалась В.Н.Щукиной (I960). Основой для построения схемы послужил разрез в долине р.Кубадру (северный склон Курайского хребта). К раннеплейсто-ценовому (башкаусскому) оледенению она отнесла здесь бурые щебни-сто-галечные суглинки с сильно выветрелвыми валунами. К среднему плейстоцену (катунское оледенение) отнесена толща шютносгружен-ного валунника, отличающаяся от нижележащей толщи не только более крупным механическим составом, но также серой окраской и отсутствием выветрелых валунов. Разрез венчается пепельно-серым валунным суглинком, который отнесен В.Н.Щукиной к позднеплейстоценовому (чибитскому) оледенению. 6 данном разрезе межледниковых отложений нет. Принадлежность выделенных морен самостоятельным оледенениям Б.Н.Щукина обосновывает корреляцией их с отложениями в нижнем течении рек Бия и Катунь. К эпохе башкаусского оледенения в долинах Бии и Катуни на предгорной равнине она относит аллювиальные галечники с валунами, установленные при бурении ниже современного уреза рек. Серыми илами с фауной хозарского комплекса млекопитающих от них отделяются среднеплейстоценовыв отложения, вскрывающиеся в разрезах Ш и ІУ террас. В предгорье Б.Н.Щукина выделяет два горизонта срвднеплейстоценовых морен, разделяющихся толщей (до 80 м) флювиогляциальных галечников с крупными линзами горизонтальноело-истых супесей. Конечно-моренных образований нижнего (катунского) горизонта ледниковых отложений в предгорье не обнаружено. Верхний (майминский) горизонт морены оканчивается, по Б.Н.Щукиной, в долине Катуни у пос. Майма, в долине Бии - у пос. Артыбаш. К позднему плейстоцену в предгорье она относит осадки низких боровых террас, прислоненных к отложениям среднего плейстоцена и охарак-

теризованных костными остатками фауны млекопитающих верхнепалео-литического комплекса. Морены позднеплейстоценового (чибитского) оледенения не выходят из зоны высокогорья.

Схему расчленения ледникового периода для Западной Тувы опубликовала Л.Д.Шорнгина (I960). Как и В.Н.Щукина, к раннеплейстоце-новому оледенению она отнесла бурые несортированные отложения с выветрелыми эрратическими валунами, плащеобразно покрывающие уплощенные междуречья на склонах хребтов. Второе и третье оледенения, по Л.Д.Шорыгиной, относятся к среднему плейстоцену и разделены межледниковьем. Соответствующие ему отложения, охарактеризованные пыльцой сосны, березы, ели, ольхи, пихты и находками остатков мамонта раннего типа, описаны ею в долине р.Чингекат на высоте око-до 2000 м. Самостоятельного позднеплейстоценового оледенения Л.Д.Шорнгина не выделяет и с поздним плейстоценом связывает деградацию ледников.

Схемы Б.Н.Щукиной и Л.Д.Шорыгиной подверг критике Н.А.Вфимцев (1961). По Н.А.Ермцеву, толща бурого валунного галечника в кубад-ринском разрезе (морена башкаусского оледенения В.Н.Щукиной) име-ет аллювиально-пролювиальный генезис. К такому же выводу немного позднее пришли В.В.Девяткин (1963) и И.Г.Лискун (1963). Как древ-ний горный аллювий характеризует Н.А.Вфимцев и толщу залегающего выше по разрезу валунника (среднеплейстоценовая морена В.Н.Щуки-ной). Действительно ледниковой он признает в кубадринском разрезе только верхнюю толщу валунного суглинка. По мнению Н.А.Ефимце-ва, в Западной Туве и восточной части Алтая доказанными можно считать два оледенения. Первое из них он относит к второй половине среднего плейстоцена, другое - к позднему плейстоцену. Из-за отсутствия достоверных межледниковых отложений на исследованной территории вопрос о самостоятельности этих оледенений он оставляет открытым.

В северных предгорьях Алтая морена среднеплейстоцвнового (ка-

тунского, по Б.Н.Щукиной) оледенения признается Ю.М.Миханковым (1961). Палеогляциологическая схема Б.Н.Щукиной полностью разделяется О.А.Раковец и Г.А.Шмидт (1963). По исследованиям Ю.П.Сели-верстова (1959), в Южном Алтае первое (максимальное) оледенение было в среднем плейстоцене. Два ледниковья он выделяет в позднем плейстоцене. Самостоятельность каждого оледенения, по его мнению, обосновывается признаками глубоких межледниковых эрозионных врезов и вложенностью в эти эрозионные долины позднеплейстоценовых морен.

Древнему оледенению Юго-Восточного Алтая много внимания уделено в работе Б.В.Девяткина (1965). Учитывая наибольшую интенсивность и общую амплитуду поднятия гор в конце плиоцена - начале плейстоцена, он допускает вероятность появления ледников в основных хребтах Алтая еще в раннем плейстоцене. Однако по фактическому материалу (ледниковые отложения и формы рельефа) выделяет сред-нвплейстоценовое (максимальное) и два позднеплейстоценовых оледенения. Б.В.Девяткин отмечает, что самостоятельность среднеплейстоцвнового оледенения определяется главным образом по плохой сохранности морфологии поверхности соответствующих ему отложений уже в непосредственной близости от фронта морен позднего плейстоцена. Вместе с тем он признает, что в Юго-Восточном Алтае нет таких межморенных отложений, которые имели бы полную палинологическую характеристику межледниковья. Для расчленения оледенений в позднем плейстоцене Б.В.Девяткин использует встречающиеся кое-где межморенные флювиальные отложения, в спорово-пыльцевых спектрах которых преобладает пыльца древесных пород.

По разной сохранности конечно-моренных образований и их соотношению с речными террасами два оледенения (средне- и позднеплей-стоценовое) на Алтае выделяет Л.Н.Ивановский (1956, 1968 и др.).

В обзорной сводке Н.А.Маринова (1954) по древнему оледенению Монголии отмечается, что по геоморфологическим признакам в Прихуб-сугулье, Хангае, Хэнтэе предполагается два оледенения, а в Монгольском Алтае вероятно трехкратное оледенение. В опубликованной позднее работе Т.В .Николаевой и В.ф.Щувалова (1967) указывается, что в рельефе Хангая и Гобийского Алтая выражены следы только позднеплейстопвнового оледенения.

Одновременно с решением вопроса о количестве ледниковий проводились исследования и по другим проблемам древнего оледенения. Две статьи Е.ВДевяткина, Н.А.Вфимцева, Ю.П.Селиверстова и И.С.Чумакова (1961, 1963) посвящены анализу признаков былых ледоемов и реконструкции размещения их на Алтае. Исследованиями морфологии каров, закономерностей их распределения и значения для расчленения верхнеплейстоценовых отложений на Алтае занимался Л.Н.Ивановский (1962, 1965 и др.). Продолжалось изучение морфологии конечно-моренных образований регрессивной фазы последнего оледенения [ивановский, 1962; Попов, I962J, накапливались данные о местоположении стадиальных конечных морен [Попов, 1962; Заморуев, 1962; Дон-ченко, 1962], предпринимались попытки оценить депрессию снеговой линии для последнего оледенения и стадий его постмаксимальной эволюции [ивановский, 1965, 1968].

В последнее десятилетие сравнительно мало новых материалов по древнему оледенению опубликовано для восточных районов горного пояса. Морфологические особенности позднеплейстоценового оледенения хребта Кодар рассмотрены В.В.Заморуевым (1972). Им же [Заморуев, 1973] дан обзор основных проблем древнего оледенения Забайкалья. Он решительно высказывается в пользу единого оледенения, зародившегося еще в средиеплейстоценовое время, но достигшего максимальных размеров в конце позднего плейстоцена (сартанское время). В хребте Хамар-Дабан возраст морены максимума оледенения

В.В.Заморуев оценивает в 16 тыс. лет. Б.И.Селиванов (1981), анализируя происхождение грубообломочных отложений хр. Хамар-Дабан, пришел к заключению о проявлении в Южном Забайкалье оледенения в ранне-среднвплвйстоцвновов время.

Продолжались исследования древнего оледенения Монголии. По данным А.В.Кожевникова, В.Б.Савина, А.К.Уфлянда (1970), в Хангае на отдельных участках междуречий значительно выше уровней современных долин встречаются скопления эрратических валунов и морена на покровах вершинных базальтов. Эти отложения они относят к средне-плейстоценовому оледенению, которое сопоставляют с кахемским оледенением Саяно-Тувинского нагорья. Кроме того, по соотношению береговых и конечных морен в долинах они высказывают предположение о двух ледниковых эпохах в позднем плейстоцене. Аналогичную схему трехкратного оледенения в Хэнтэе, Монгольском и Гобийском Алтае дают Н.А.Маринов и Б.И.Селиванов (1970). Особенности размеще-ния и деградации последнего оледенения в Западном Хангае подробно проанализированы С.С.Коржуевым и Н.А.Кориной (1982), которые отмечают былое сочетание в Хангае полупокровных и долинных ледников и выделяют четыре этапа их сокращения. -

Обзор предшествующих исследований и новые материалы по древнему оледенению гор Монголии приведены в работе Б.В .Девяткина (1981). Он отмечает существенные различия в характере поверхности и "завалуй енности" ледниковых отложений, замыкающихся конечными моренами и за их пределами. Эти различия в сочетании с результатами исследований соотношения гранитных и негранитных валунов на поверхности морены, размеров валунов, их сохранности и погруженности в грунт использованы Б.В .Девяткиным в качестве морфологического признака двух эпох оледенения (максимального и постмаксималь-ного). В каждой ледниковой эпохе он выделяет два мегастадиала и ряд более мелких стадий. Такую схему развития древнего оледене-

ния Б.В.Девяткин считает приемлемой также для Хангая, гор Прихуб-сугулья и Хэнтая. Им дана схема соотношения озерных трансгрессий (плювиалов) в Котловине Больших Озер и оледенений Алтая.

По Алтае-Саянской горной области целый ряд работ посвящен вопросам реконструкции размеров оледенения, особенностей его морфологии, рельефообразующей деятельности и проблеме динамики ледников [Барышников, 1976; Богачкин, 1981; Богачкин, Раковец, 1971; Борисов, Миляева, 1973; Борисов, Минина, 1973, 1979, 1980; Ивановский, 1970, 1972, 1974, 1976; Кривчиков, Барышников, 1976; Минина, 1971; Окишев, 1970, 1972, 1973, 1974, 1976, 1978, 1980; Ра-ковеп, Богачкин, 1974; Щербакова, 1974]. Получены палинологические характеристики отложений террас разных уровней в долинах Чуй и Катуни [чернышова, 1971, 1972], ледниковых и озерно-ледниковых отложений в Чуйской котловине [Боярская, Свиточ, 1973], озерно-аллювиальных отложений в северо-западной части Монголии [Девяткин, 1981]. Проведены палеомагнитные исследования отложений опорных разрезов Горного Алтая и предгорной равнины [Фаустов, Куликов, Свиточ, 1971; Ильичев, Куликов, Фаустов, 1973; Разрез..., 1978].

Особо следует отметить, что в 1970-х годах положено начало датированию возраста рыхлых отложений Алтая радиоуглеродным и тер-молюминесцентным методами [Каплин, Парунин, Свиточ и др., 1971; Свиточ, Хорев, Парунин, 1972; Свиточ, Ильичев, Фаустов, 1973; Свиточ, Парунин, Ильичев, 1976; Ивановский, Панычев, 1978; Паны-чев, 1979]. Изложение основных положений многочисленных упомянутых работ по Алтаю здесь не приведено в связи с тем, что в последующих главах они широко привлекаются и анализируются при рассмотрении конкретных проблем.

1.2. Основные проблемы древнего оледенения

Известно, что оледенение придало существенное своеобразие развитию природной среды в плейстоцене. С эволюцией оледенения были

связаны глобальные изменения атмосферной циркуляции, увлажнения, гидрографической сети и режима речного стока, континентального седимонтогенеза и почвообразовательных процессов, изменения и миграция растительности и животного мира. Геолого-геоморфологической деятельностью ледников и сопряженных с оледенением процессов обусловлено своеобразие морфоскульптуры древнеледниковых областей. Поэтому решение проблем древнего оледенения имеет не только научно-теоретическое, но и важное практическое значение.

Приведенный выше краткийпобзор исследований свидетельствует, что различные вопросы многоплановой проблемы древнего оледенения Южной Сибири нашли отражение в многочисленных публикациях большого числа исследователей нескольких поколений. Благодаря им сформировалось и укрепилось представление о значительных масштабах былого оледенения, продолжительной и сложной истории его развития. Вместе с тем, даже по коренным вопросам древнего оледенения нет единства взглядов исследователей, что указывает на неодинаковую и в общем недостаточную палеогляциологическую изученность горного пояса. Несмотря на длительный период исследований не получили однозначного решения следующие вопросы, имеющие принципиальное значение в аспекте общей теории древнего горного оледенения и в плане региональной палеогеографии плейстоцена.

I. Масштабы древнего оледенения. Согласно принципу соответствия [тронов, 1949], размеры оледенения определяются ороклимати-ческой базой. Последняя неодинакова в разных частях гор Южной Сибири в настоящее время (становится менее благоприятной в направлении с запада на восток) и, несомненно, была неодинаковой в прошлом. Поэтому пространственные различия размеров древнего оледенения являются закономерными. Предмет дискуссии составляют пределы максимального распространения ледников.

Существует два подхода к реконструкции максимального оледене-

ния гор: а) геологический, базирующийся на литолого-стратиграфических исследованиях рыхлых отложений [Щукина, I960; Раковец и ІШдидт, 1963; Щербакова, 1974; Борисов и Минина, 1980; и др.] ; встречает возражения в связи с недостаточной изученностью диагностических признаков гляцигенных образований в долинах; б) геоморфологический, опирающийся на пространственные границы ледниково-аккумулятивных форм [Ефимцев, 1961; Олюнин, 1965; Ивановский, 1967; Заморуев, 1973; и др.] ; основной недостаток такого подхода -отсутствие должного анализа условий ледникового рельефообразова-ния и последующей сохранности гляцигенных форм.

2. Количество оледенений. Вопрос осложняется крайней ограниченностью полных разрезов отложений плейстоцена, особенно в высокогорье, а также данных для оценки абсолютного возраста стратиграфических горизонтов и изменений климатических условий. Динамика оледенения реконструируется преимущественно по геоморфологическим признакам. Выделяется от одного (в восточных районах горного пояса) до трех-четырех оледенений (на Алтае).

Весьма схематичным остается представление о раннеплейстоцено-вом оледенении. Отложения, которые можно рассматривать как ледниковые и отнести к раннему плейстоцену, известны лишь в отдельных пунктах Алтая и Восточного Саяна. На остальной территории следов этого оледенения не обнаружено, поэтому реконструировать какие-либо его количественные параметры пока невозможно.

Много пробелов и в представлениях о среднеплейстоцвновом оледенении. Большинством исследователей оно не отрицается, но убедительные геодого-геоморфологические доказательства его имеются только для Алтая и западного макросклона Восточного Саяна. В других областях горного пояса это оледенение либо допускается по некоторым косвенным признакам и общетеоретическим соображениям, либо вообще дискутируется проблема среднеплейстоцвнового оледенения.

Дальнейшее изучение его, прежде всего уточнение былых размеров, морфологии и основных закономерностей эволюции особо важно для оценки роли допозднеплейстоценового оледенения в формировании мор-фоскульптуры гор, а также в плане палеоклиматических и паяеогидро-логических реконструкций.

Лучше изучено позднеплейстоценовое оледенение. В основном выявлены границы его распространения, морфологические особенности в разных частях горного пояса, установлены признаки двух крупных гляциальных циклов и прерывистый стадиальный характер деградации ледников в каждом из них, получены некоторые материалы для характеристики климатических условий в максимум оледенения. Однако при оценке размеров и типа оледенения не всегда учитываются различия условий формирования и обеспечения сохранности гляпигенных форм в долинах, на междуречных плато и в межгорных котловинах, вследствие чего затрудняется корреляция палеогляпиологических реконструкций сопредельных территорий. Наиболее остро стоит вопрос о хронологических рубежах гляциальных циклов. Ледниковые отложения радиометрическими методами практически не датированы из-за отсутствия необходимого для этого материала, поэтому больше внимания должно быть уделено изучению соотношений конечных морен с речными террасами.

3. Закономерности развития позднеплейстопенового оледенения. Следов прогрессивной фазы оледенения пока не выделено и этот период его развития совершенно не изучен. О неравномерно-прерывистом процессе дегляциации свидетельствуют конечные морены, количество которых в разных горно-долинных бассейнах различно. Выявление причин неодинакового количества конечных морен и установление ранга маркированных ими гляциальных циклов являются главными вопросами данной проблемы. В настоящее время дискутируется два основных типа схемы постмаксимальной эволюции позднеплейстопенового оледенения:

1. сравнительно простая схема стадиальной деградации; стадии рассматриваются как равноценные таксоны гляциального процесса; выделяется от двух до восьми стадий деградации;

2. более сложная схема с выделением двух главных гляциальннх циклов (ледниковий, мегастадиалов) и стадий в их регрессивной фазе.

4. Корреляция древнелвдниковых процессов. Сопоставления древнего оледенения горного пояса начали предприниматься одновременно с первыми попытками разработки палеогляциологических схем. На этом этапе сопоставления проводились в самых общих чертах и касались наиболее крупных гляциальных циклов. Появление альпийской схемы плейстоценового оледенения стимулировало поиск местных ее аналогов [Кузьмин, 1929; Сперанский, 1937; Рагозин, 1942]. Однако в большинстве случаев накопленный фактический материал не согласовывался с альпийской схемой и она не получила распространения. Вместе с тем, по мере изучения последнего оледенения появилась проблема корреляции стадий его деградации. Проведенное Л.А.Варда-нянцем (1938) сопоставление стадий отступания ледников Алтая и Кавказа не нашло широкой поддержки в связи с различиями числа конечных морен даже в соседних долинах. Той же причиной в совокупности с отсутствием хронологических данных сдерживалось проведение и ближних корреляций. Проблема корреляции, таким образом, сохраняется до настоящего времени как в отношении ледниковий, так и стадий последнего горного оледенения.

С горами связана значительная часть бассейнов наиболее крупных рек Сибири. Их сток и эрозионно-авдмулятивная деятельность во внелвдниковой части долин зависели от динамического состояния горного оледенения. С изучением условий формирования рыхлых отложений и морфоскульптуры внвдвдниковых пространств Западно-Сибирской равнины возникла необходимость сопоставления развития горного и материкового оледенений, а также связанных с ними флювиальных про-

цессов. До сих пор не предпринималось попыток такой корреляции, хотя актуальность ее не вызывает сомнений и определяется многолетней дискуссией по вопросам палеогеографии Западной Сибири.

1.3. Алтай как опорный регион для изучения древнего оледенения гор Южной Сибири

В горном поясе Южной Сибири Алтай выделяется наибольшими абсолютными высотами вершин, разнообразными сочетаниями интенсивно расчлененных хребтов, плоскогорий и различных по размерам и гипсометрическому положению межгорных впадин. Алтай характеризуется существенными различиями климатических показателей, прежде всего осадков. В зависимости от конкретных ороклиматических условий в разных частях Алтая в одну и ту же ледниковую эпоху развивались самые разнообразные типы горного оледенения. По разнообразию ороклиматических условий и типов былого оледенения Алтай сочетает и отражает признаки других горных областей Южной Сибири, т.е. на Алтае могут быть подобраны аналоги той части их территории, которая охватывалась оледенением.

В большинстве случаев хорошая сохранность на Алтае гляцигенных форм рельефа последней ледниковой эпохи облегчает задачу картирования границ распространения оледенения и реконструкцию морфологических типов древних ледников. Изучению самого ледникового рельефа благоприятствует не слишком большая залесвннооть долин и межгорных котловин,особенно в Центральном,Южном и Юго-Восточном Алтае.

Долины основных рек Алтая (Бии, Катуни, Чуй) и ряда их притоков заполнены мощной толщей рыхлых отложений, отдельные крупные обнажения которых являются уникальными в горах Южной Сибири по полноте возрастного диапазона осадков и стали опорными для расчленения ледникового периода. Только на Алтае имеются разрезы, показывающие непосредственные стратиграфические границы разновозраст-

ных ледниковых толщ (Чаган, Кубадру, Куэхтанар). На примере Алтая установлены и описаны важные для палеогляциологических реконструкций морфологические особенности ледоемовГ На Алтае представлен наиболее полный ряд конечных морен регрессивной фазы последнего оледенения, местами сохранился аккумулятивный рельеф (ребристые основные морены, озы, камовые террасы) среднеплейстоценового лед-никовья. Не случайно поэтому, что именно на примере Алтая у исследователей сложилось представление о неоднократности плейстоценового оледенения в горах Южной Сибири. В сложной борьбе взглядов концепция полигляшализма обогащалась новыми фактическими данными и приобретала все больше сторонников. В отличив от восточных районов горного пояса, по которым до настоящего времени дискутируется возможность выделения ДОПОЗДНбПЛвЙСТОЦвНОВОГО ледниковья, для Алтая неоднократность оледенения доказана, общепризнана, хотя выдвигаемые схемы его развития имеют существенные различия. Эти различия являются следствием разработки схем на неравноценном по объему информации фактическом материале и в последнее время сво-дятся, в основном, к оценке таксономического ранга некоторых выделяемых гляциальных циклов.

Для решения палеогляциологических проблем на Алтае кроме традиционных геолого-геоморфологических методов использовались данные палинологических, деядроклиматических и варвометрических исследований, применялись методы абсолютной геохронологии (термолю-минесцентный и радиоуглеродный). Количество полученных датировок пока не велико, по каждому методу составляет немногим более двух десятков, и тем не менее, уже имеющиеся С¹ и ТЯ - даты способствовали внесению некоторой определенности в решение ряда вопросов древнего оледенения. В частности, в наиболее полном разрезе плейстоценовых отложений Юго-Восточного Алтая в долине р.Чагана установлен раннеплейстоценовый возраст нижней морены и среднеплейсто-

ценовый возраст линз озерно-ледниковых отложений в вышележащем ледниковом комплексе. Подтвержден ТД-датировками позднеплейстоце-новый возраст выраженных в рельефе конечно-моренных образований у подножья северного склона Южно-Чуйского хребта. Получено несколько радиоуглеродных дат для отложений постмаксимального этапа эволюции последнего оледенения, которые могут служить хронологической базой при исследовании закономерностей деградации ледников. В горном поясе Южной Сибири Алтай выделяется широким распространением современных ледников различных морфологических типов. В настоящее время в бассейнах рек Катунь и Бия насчитывается 998 ледников общей площадью около 762 кв. км. Исследования закономерностей размещения ледников Алтая, зависимости их типа и размеров от ороклиматических условий, режима, динамики и рельефообразующей деятельности проводятся более полувека и обеспечивают возможность приложения полученных связей к оледенению прошлого на основе принципа актуализма. Это относится, прежде всего, к оценке пространственных изменений высоты снеговой границы при условии сохранения в прошлом атмосферных циркуляционных процессов, подобных современным. При наличии современного оледенения облегчается задача оценки депрессии снеговой границы для маркированных конечными моренами былых ледников и балансового контроля расчетных величин депрессии снеговой границы. Современная рельефообразующая деятельность разных ледников, а также очевидные и бесспорные следы их деятельности в недавнем прошлом наглядно иллюстрируют основные особенности гляцигенной морфоскульптуры и могут служить основой для ретроспективного анализа гляциоморфологических процессов.

Г Л А В A 2 ПРИЗНАКИ ДРЕВНЕГО ОЛЕДЕНЕНИЯ И ИХ ИНФОРМАТИВНОСТЬ

Более ста лет назад внимание естествоиспытателей привлекли особенности морфологии территорий, более или менее широкой полосой окружающих центры современного оледенения, а также встречающихся в областях, не имеющих в настоящее время ледников. Эти особенности в большинстве своем нашли уже удовлетворительное объяснение процессами гляциально-экзарационного и гляциально-аккумулятивного морфогенеза. Различные гляцигенные формы обладают неодинаковым содержанием и объемом палеогляциологической информации. Поэтому ниже при анализе распространения следов древнего оледенения основное внимание уделяется не морфологической характеристике их, а оценке информативности о размерах и особенностях эволюции древних ледников.

2.1. Ледниково-экзарационные формы

Троги, кары (цирки), курчавые скалы и бараньи лбы - общепризнанное следствие экзарирующей деятельности ледников, хотя надо отметить, что механизм экзарации еще недостаточно изучен и это является одним из слабых мест ледниковой теории. Из-за разнообразия условий рельефообразования (неодинаковая устойчивость горных пород к разрушению, различия в исходном доледниковом рельефе, мощности и скорости движения ледников, продолжительности их воздействия на разных участках долины и проч.), а также продолжительности времени после освобождения того или иного участка от воздействия ледника морфологическая выраженность форм ледниковой экзарации весьма различна, что обусловливает допущение субъективизма в оценке их генезиса. Отсюда возможна, следовательно, и

различная оценка размеров или границ древнего оледенения.

Морфология и пространственное размещение на Алтае трогов и каров рассмотрены Л.Н.Ивановским (1967). Им отмечено, что в целом присущие трогу атрибуты лучше сохраняются, если трог выработан в относительно твердых породах (кварциты, роговики, песчаники), а в сланцах "троговые стены и край трога развиты только на отдельных участках" [Ивановский, 1967, с.ІОб]. "Они особенно хорошо развиты выше морен ІУ фазы оледенения, но в некоторых долинах прослеживаются почти до конечной морены I фазы оледенения" [там же, C.I05J.

Действительно, наиболее отчетливо форма трога воспринимается на участках долин от современных ледников или каров до последних еще ясно выраженных в рельефе конечных морен. Ниже в морфологии долин появляются элементы, не свойственные трогам: высокие террасы, сложенные рыхлыми отложениями, скалистые выступы склонов (фестоны) на поворотах долин и более резкая смена направления последних.

Возникает вопрос: ограничивать ли при реконструкциях размеры древнего оледенения пределами распространения несомненных трогов или, учитывая фактор времени в смысле продолжительности моделирования долин ледниками и последующими неледниковыми процессами, расширять его границы по каким-то другим отдельным, незначительным образованиям, требующим обоснования их парагенетической связи с ледниками? В качестве таковых могут быть названы: фрагментарная заглаженность выступов склонов долин выше уровня верхних аккумулятивных террас, эрратические валуны на высоких ступенях коренных бортов долин, высокие камовые террасы, озы в долинах и межгорных котловинах, фрагменты основной морены и флювио-гляци-альных отложений в приледниковой фации, инверсионный грядово-ложбинный рельеф, осцилляционные моренные гряды типа морен

Де-Геера. Перечисленные образования в большинстве случаев пространственно разобщены, не формируют столь целостного образа оставившего их ледника, как в случав хорошо сохранившихся трогов с вложенными в них моренами. Кстати, наличие явных морен уже психологически настаривает исследователя на признание безусловной моделировки долины ледником и снимает сомнение в оценке генезиса даже деталей морфологии долины. Все представляется так или иначе объяснимым. Другое дело - долина без моренного рельефа. Здесь, прежде чем объяснить то или иное образование, приходится анализировать целый ряд возможных процессов. Тем не менее, алтайские материалы позволяют утверждать, что изучение взаимоотношений и пределов встречаемости таких образований дает основание для реконструкции ледников, не ограничивавшихся участками сохранившихся трогов. Дело во времени былого оледенения.

Присоединяясь к выводу Л.Н.Ивановского о непригодности использования трогов для выяснения числа ледниковых эпох Алтая, мы считаем возможным дополнить, что троги - недостаточный признак и для реконструкции границ древних ледников, в особенности Д0П03Д-неплейстоценовых.

Согласно современным представлениям [Адаменко, Девяткин, Стрелков, 1969] долины основных рек Алтая (Катуни, Чуй, Башкауса, Бии и др.) были сформированы уже к концу плиоцена. Как будет показано ниже, позднеплейстоценовое оледенение захватывало главным образом их верхние участки, которые до настоящего времени сохранили более или менее выраженную форму трогов. Дальше вниз по долинам спускались ледники эпохи максимальною средиеплейстоценового оледенения. Но поскольку коренной перестройки орогидрографии Алтая в четвертичное время не было, то правомерно утверждать, что в процессе эволюции среднеплеистоценовых ледников участки поздне-плейстоценовых долин-трогов уже подвергались воздействию оледене-

ния, притом более длительное время в сравнении с участками долин ниже. А в последних продолжительность ледникового воздействия была все меньше по мере движения к границам среднеплейстоценовых ледников. В результате получается, что все уменьшающаяся морфологическая выраженность трогов с удалением от современных ледников или каров (рис. I) - явление закономерное, обусловленное изменением соотношения продолжительности ледникового и послеледникового развития долины. В этом плане нет никаких оснований ожидать сравнимой выраженности следов экзарационной обработки долин поздно- и среднеплейстоценовыми ледниками. Для реконструкции последних важное значение приобретают те признаки, о которых упомянуто выше.

В границах позднеплейстоценового оледенения степень сохранности следов ледникового преобразования долин тоже не одинакова. Во-первых, заметно существенное ухудшение ее вблизи максимального положения концов ледников, где они уже не занимали долину во всю ее ширину, имели затухающие скорости движения и производили преимущественно аккумулятивную работу. Во-вторых, прослеживается уменьшение размеров и ухудшение морфологии трогов в направлении от современных и былых центров оледенения к периферии, что объясняется более поздним возникновением и более ранним исчезновением оледенения в сниженных периферийных хребтах.

В поперечном профиле горных долин собственно трог составляет лишь некоторую ее придонную часть, а вышележащие склоны лишены следов ледниковой эрозии. В границах позднеплейстоценового оледенения глубина алтайских трогов обычно не превосходит 400 м. Только в отдельных узлах, где происходило слияние нескольких крупных ледников, следы ледниковой обработки склонов прослеживаются и выше. Например, в долине Чулншмана в районе устья р.Шавлы ледник достигал мощности не менее 1000 м, перетекая через левый борт в

,шт _гщ₃ш <

Рис. I. Схема изменений морфологической выраженности признаков трога на разных участках горной долины, испытавшей неоднократное оледенение

I - участок долины, испытавший ранне-, средне- и позднеплейсто-ценовое оледенение; 2 - то же, испытавший средне- и позднеплей-стоценовое оледенение; 3 - то же, занимавшийся ледником только в среднем плейстоцене; 4 - участок долины, не испытавший воздействия ледника

Рис. 2. Рудиментарные плечи трога на правобережном склоне долины Капчала

долины Бол.Улагана и Мал.Улагана.

Далеко не часто троговые долины сопровождаются ясно выраженными плечами. В большинстве случаев крутые склоны трога на некоторой высоте сменяются более пологими, но значительно сильнее расчлененными склонами. По вопросу о происхождении плечей трогов до сих пор нет единого мнения исследователей. В долинах Алтая четкие и прослеживающиеся на значительном расстоянии плечи встречаются только в границах позднеплейстоценового оледенения. В разных долинах их высотное положение над дном трога различно, что связано как с неодинаковой мощностью бывших ледников, так и с различным удалением наблюдаемого плеча от вершины трога.

Инструментальные измерения превышения одного и того же плеча вдоль долин показывают снижение их высоты над дном вниз по течению. Но ни в одной долине не установлено непосредственной связи плечей с конечными моренами: на некотором расстоянии от конечной морены плечо, постепенно суживаясь, исчезает и далее появляется более или менее выраженная береговая морена. В отдельных долинах (Талдуры, Карагема, Абыл-оюка, Белой Берели, верхней Катуни, Кап-чала) на склоне трога можно наблюдать серию прилавков, выработанных в коренных породах. Они в виде гигантской лестницы с неравными ступенями (по высоте уступа и ширине площадки) протягиваются вдоль склона. В такой лестнице крутые скалистые уступы неравномерной высоты чередуются с более пологими площадками со следами заглаживания. Вниз по долине ступени имеют больший или меньший уклон, снижаются к днищу и поочередно (начиная от самой нижней) выклиниваются (рис. 2). Вверх по долине площадки ступеней становятся все более наклонными и постепенно теряются на склоне. Вблизи окончания наиболее крупных ступеней дно долины перегорожено конечными моренами, которые на противоположной стороне долины соединяются с береговыми моренами.

Подобное явление отмечено Й.Н.Сафроновым (1964) в верховьях долины р.Теберды. Он выделяет до трех уровней перегибов склонов, расположенных на высотах 350-400 м, 250-300 м и 120-150 м над руслом реки.

Отмеченные особенности ступенчатости на склонах трогов свидетельствуют о генетической связи ступеней с динамикой сокращающихся ледников. Это - рудиментарные плечи, соответствующие короткому периоду формирования и служащие подтверждением представлений о морозном выветривании ("подкапывании") склонов, контактирующих с движущимся льдом [вашенина, 1965; Симонов, 1962].

Наличие на склонах молодых трогов рудиментарных плечей, сопряженных с конечными моренами, свидетельствует о том, что:

1. Формирование плечей трогов происходит в период некоторого стапионирования поверхности ледникового языка, в частности, при переходе от трансгрессии ледника к его деградации. От продолжительности такого стапионирования на том или ином участке языка зависит степень выработанности плеча.

2. По превышению плечей над дном трогов нельзя судить о масштабах межледникового преобразования долин речной эрозией. Плечами трогов фиксирован уровень поверхности ледника на определенных этапах его эволюции, но не днище трога предшествующего оледенения.

В сравнении с трогами кары формируются более продолжительное время: ледники на склонах зарождаются и большинство их "умирает" в карах. Современное оледенение не только Алтая, но и других горных стран характеризуется преобладанием по количеству так называемых малых форм оледенения [Тронов, 1949], еще целиком или уже только частично использующих кары. Например, на Алтае из 175 ледников в бассейне р.Чуй 128 или 73 % приходится на висяче-каровые и каровые леднички [Каталог ледников СССР, т.15, в.1,

ч.б]. На склонах хребтов других бассейнов или в других горно-ледниковых странах эти соотношения будут другими Калвеник, 1963 , но важно то, что процесс полной деградации горного оледенения заканчивается в карах. По данным Л.Н.Ивановского (1967), из 2860 каров в бассейне р.Катуни только 665 каров (23 %) имеют леднички, в остальных они уже исчезли.

Как отмечает С.В.Калесник (1963), без наличия движущегося ледника процесс карообразования не может быть завершен. Следовательно, изучение распространения каров дает, прежде всего, представление о территориальных пределах развития древнего оледенения и ориентировочных минимальных значениях высотного положения соответствовавшей ему снеговой границы в той или иной части горного сооружения.

Степень морфологической выраженности и относительной свежести каров может быть использована пока только для качественной оценки продолжительности их разработки ледниками и времени исчезновения последних. Решение вопроса абсолютной датировки освобождения каров от последних ледников имеет большое палеогляциологическое значение и в перспективе, вероятно, осуществимо методом термолю-минесцентного анализа.

На современном этапе изученности каров нет возможности использования их в анализе эволюции оледенения, поскольку не известны ни скорость развития каров и их последующего разрушения и заполнения продуктами выветривания, ни закономерности формирования ярусности каров.

Известны неоднократные попытки сопоставления высотного положения каров со стадиальными ритмами деградации последнего оледенения [ивановский, 1962 а, 1962 б, 1965; Максимов, 1968], но, по Л.Н.Ивановскому (1967), они были мало убедительными. Тем не менее, в последние годы идеи стадиального или ярусного заложения

каров активно развиваются Е.В.Максимовым (1972). Если в общем зависимость заложения каров от уровня снеговой границы не вызывает сомнения, то это еще не означает, что с некоторым определенным высотным положением снеговой линии в позднем плейстоцене связан столь же определенный ярус каров. Дело в том, что в большинстве случаев горы, испытавшие позднеплейстоцвновое оледенение, имели ледники и в предшествующую эпоху среднеплейстоцвнового оледенения. Следовательно, кары, заложенные и сформированные в до-позднеплвйстоцвновов время, могли в каком-то виде сохраниться до последнего оледенения, использоваться и моделироваться им, если даже стадиальная стабилизация опускающейся снеговой линии не совпадала с ними по уровню, оказываясь, например, большее время между ярусами каров предыдущей эпохи.

Е.В.Максимов (1972, с.132) допускает, что "закономерность в высотном залегании каровых ниш сложилась в период древнейших плейстоценовых оледенений. Затем от оледенения к оледенению она видоизменялась, но продолжала существовать. Собственно последнему оледенению соответствует не заложение каров в целом, а фиксация днищ уже существовавших каров на определенном уровне". Так ли это в действительности или это только предположение - без знания скорости развития каров сказать нельзя. Может быть в пользу представления об оформлении наблюдающихся ныне типичных каров преимущественно в эпоху последнего оледенения свидетельствует факт резкого исчезновения морфологически хорошо выраженных каров на некотором определенном (разном для каждого конкретного района горной страны) высотном уровне и смена их явно эрозионными формами (водосборными воронками). Этот вопрос требует дополнительных исследований, а в настоящее время можно лишь подчеркнуть потенциальные возможности большой палеогляциологической информации каров и их слабую изученность.

Прочив формы ледниковой экзарации (бараньи лбы и курчавые скалы, заглаженность выступов и контрфорсов долин) приурочены к долинам и своим присутствием облегчают прослеживание пределов заполнения их ледниками, особенно в тех случаях, когда ледниковые отложения уничтожены или погребены под осадками иного генезиса и долина утратила облик типичного трога. Такое преобразование долины претерпели за границей позднеплейстоценового оледенения, поэтому именно там прочив формы ледниковой экзарации и заслуживают наибольшего внимания. Однако, находящиеся в придонной части долин бараньи лбы и курчавые скалы в результате выветривания относительно быстро теряют характерную для их поверхности штриховку, полировку и даже общие первоначальные очертания, поэтому не всегда уверенно воспринимаются как следствие ледниковой экзарации.

Заглаженность выступов и контрфорсов на склонах долин хорошо сохраняется на выходах наиболее прочных горных пород. На выполо-жвнных площадках заглаженных выступов нередко обнаруживаются эрратические валуны, галька - свидетели былого заполнения долины льдом. Сами же площадки, на недалеком расстоянии имеющие одинаковые или близкие относительные превышения над дном долины, пред^ ставляют собою фрагменты плечей старого трога. Изучение их соотношений в поперечном и продольном профиле долин дает некоторое представление об изменениях поверхности ледников в регрессивной фазе эволюции.

2.2. Дедниково-аккумулятивные образования

"Летопись" деградации оледенения представлена, главным образом, различными аккумулятивными образованиями, имеющими с ним па-рагенетическую связь. Вопросы гляциального лито- и морфогенеза территорий матержового оледенения получили в последние годы глу-

боков разностороннее освещение благодаря работам ряда отечественных и зарубежных исследователей. В этом отношении изученность горных стран остается менее удовлетворительной, хотя и нельзя сказать, что формам ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции в горах не придается должного значения.

Анализу строения и условий формирования как ледникового, так и флювиогляциального аккумулятивного рельефа Горного Алтая уделяется внимание в монографических работах Н.А.Ефжмцева (1961), В.В.Девяткина (1965) и публикациях ряда других авторов. На алтайских материалах дается анализ палеогеографического значения форм ледникового рельефа в книге Л.Н.Ивановского (1967), много лет посвятившего проблемам древнего оледенения этой горной страны.

2.2.1. Конечные и береговые морены Конечные и береговые морены - морфологически наиболее выразительные следствия ледниковой аккумуляции на некоторых этапах задержки, существенного замедления скорости линейной регрессии оледенения или же при переходе от фазы активного наступання ледников к их деградации. В зависимости от этого различают два морфо-генвтических типа конечных морен - насыпные и напорные. При современном состоянии изученности строения морен Алтая отнесение их к тому или другому типу может быть основано пока лишь на морфологических признаках. Такая попытка уже предпринималась Л.Н.Ивановским (1962 в), который связывает образование морен напора с обратимыми, а насыпных - с необратимыми ледниковыми процессами. Им же подмечено, что в отличив от напорных морен, представляющих собой более или менее четкий дугообразный вал, перегораживающий долину и переходящий на склонах в крупные береговые морены, насыпные морены чаще всего образуют группу холмов, грядок невыдер-

жанного направления. Если они и выражены в общем в виде вала, то последний у бортов долины быстро выклинивается, не сопровождается сколько-нибудь заметными одновременно созданными береговыми моренами.

Как нам представляется, отмеченные морфологические особенности конечно-моренных комплексов обусловлены различиями в продолжительности и гляциодинамических условиях формирования морен. Изучение гляцигенного рельефа последней (ХУїї-XIX вв.) стадии наступання долинных, карово-долинных и большинства каровых ледников показывает, что их максимальное положение не всегда фиксировано образованием значительной конечной морены, но последняя во всех случаях переходит в хорошо сформированные валы береговых морен, протягивающихся далеко выше концов современных ледников. Морены низко оканчивающихся ледников (например, Мал.Актру, Корум-ду, Бол.Берельского и др.) надвинуты на лес возрастом в 300-400 лет. Это свидетельствует о том, что до стадиальной подвижки ледники были меньше, короче и не оказывали неблагоприятного влияния на произрастание кедра и лиственницы несколько выше по долинам. Примеры наступания ледников на лес в эту же стадию известны и на Кавказе [Абих, 1871].

По мере отступания от стадиальной морены до современного положения многие ледники оставили по несколько небольших морен, но не сформировали соответствующих им береговых валов. В лучшем случав продолжением таких конечных морен служат невыразительные террасовидные прилавки, постепенно теряющиеся на склонах более высоких валов.

Эти закономерные особенности у ледников разного типа позволяют говорить о генетической связи крупных, хорошо сформированных береговых морен со стадиальной активизацией ледников. По-видимому, непременным условием для образования значительных по высоте

и протяженности береговых морен является не только продолжительное стационирование ледника, но и предварительное некоторое на-ступание его и увеличение мощности. Без этого, судя по морфологии боковых морен современных ледников, не образуется острый гребень и крутой наружный (дистальний) склон. Отсюда можно заключить, что крупные береговые морены являются результатом лишь некоторых определенных гляциодинамических условий, а именно - стадиальных подвижек ледников. В эти этапы эволюции рельефообразую-щая роль ледников у склонов проявляется не только в транспортировке и сгруживании попадающего на их поверхность обломочного материала, но и в постепенно возрастающем напорном боковом воздействии на все более высоком относительном уровне в соответствии с увеличением мощности льда на каждом конкретном поперечном профиле ледникового языка. После достижения стадиального максимума скорость движения льда уменьшается, ослабляется боковое давление и снижается поверхность ледника. Параллельно с этим формируется внутренний (проксимальный) склон береговых морен. Из-за осцилля-ционных подвижек, задержек и неравномерной скорости отступания ледника этот склон приобретает ломаный первичный профиль. В дальнейшем он несколько выравнивается в процессе вытаивания погребенного льда и оползания обломочного материала.

Таким образом, береговые морены, возникшие вследствие наступання ледников, могут быть названы напорными, а осложняющие их внутренний склон прилавки, соответствующие задержкам и замедлениям отступания ледника, - насыпными. Наряду с напорным боковым воздействием ледник постоянно перемещает обломочный материал вдоль края, частично выносит его к своему концу, частично же оставляет на внутреннем склоне. С началом устойчивой деградации ледника внутренний склон образуется преимущественно за счет насыпного материала. Поэтому генетически правильнее было бы, по-ви-

димому, называть такие морены напорно-насыпными. Но такой же генезис имеют и морены, обусловленные значительными осцилляционны-ми подвижками. В связи с этим представляется целесообразным для главных стадиальных береговых валов оставить название напорных, напорно-насыпными называть морены осцилляционных подвижек, а для морен периода стационирования или существенного замедления темпов сокращения языка оставить название насыпных. Поскольку стадиальный этап эволюции ледников может быть осложнен неоднократными осцилляциями, как, например, в стадию ХУП-ХІХ вв., то стадиальная напорная береговая морена на некоторых участках может состоять из нескольких разновысотных субпараллельных валов.

По морфогенетическим признакам можно выделить три основных типа конечно-моренных комплексов: пластовый, грядовый и грядово-холмистый. Пластовые морены представляют собою более или менее значительные по площади поля сплошных или почти сплошных моренных отложений изменчивой мощности и приурочены главным образом к межгорным котловинам. В зависимости от характера микрорельефа пластовые морены можно подразделить на мелкогрядовые и мелкохолмистые. Для первых характерно распространение систем различных по размерам и ориентировке гряд, разделенных межгрядовыми ложбинами. Наиболее ярко такие морены представлены в Уймонской и Ку-райской межгорных котловинах. В Уймонской котловине по правобережью Катуни мелкогрядовая морена начинается выше устья р.Мульты и исчезает вблизи устья р.Акчана. В Курайской котловине мелкогрядовая морена представлена восточнее долины Тете (рис. 3), где она занимает площадь более 6 км , и по западному берегу озера Каракуль. Более мелкими участками мелкогрядовая морена представлена в Чуйской и Джулукульской котловинах. Реже встречаются пластовые мелкохолмистые морены, характерной особенностью морфологии поверхности которых является наличие беспорядочного скопления

^л',*Л.

Рис. 3. Гряды ребристой основной морены позднеплвйстоцанового ледника Актру в Курайской котловине

Рис. 4. Мелкообломочная словватая донная морена в приосавой части долины Аккола, замещающаяся неслоистым валунным суглинком в прибортовой части долины (на снимке слева)

холмов в пределах былой краевой части ледника (морены поздно-плейстоценового максимума в долинах Ирбисту, Юстыда и Елангаша на выходе в Чуйскую котловину).

Грядовые морены представляют собой линейно вытянутые формы, поверхность которых осложнена более мелкими неровностями. Эти морены распространены только в долинах рек. В плане гряды имеют вид более или менее крутых дуг, обращенных вершиной вниз по долинам. Однако в случав вторжения льда из главной долины ледникового бассейна в приустьевые части долин притоков моренные дуги оказываются обращенными вершиной вверх по долинам этих притоков. В частности, такое явление наблюдается в верховьях реки Хайдун (хр. Холзун), в правобережье р.Быстрой (южный склон Катунского хребта), в долинах левобережных притоков Катуни - Ускучевки, Суетки, Огневки и в др. местах. Грядовый конечно-моренный комплекс бывает представлен одной (хотя и осложненной второстепенны-ми микроформами) или несколькими сближенными дугами, что является отражением различных гляциодинамических условий их формирования. Поэтому представляется целесообразным различать моногрядовый и полигрядовый конечно-моренные комплексы. Те и другие занимают сравнительно небольшие участки долин, но их бывает несколько в одной и той же долине, они имеются в большинстве долин, испытавших плейстоценовое оледенение, поэтому суммарная площадь их значительно больше, чем пластовых морен.

Наиболее распространенными в долинах, на плато и в межгорных котловинах являются холмисто-грядовые морены. В одних случаях они представляют собой сочетание первичных гряд и холмов разных размеров, как, например, в пределах чаган-узунского позднеплей-стоценового моренного поля. В других случаях, особенно в долинах, образование холмов является следствием постгенетического расчленения части гряд эрозионными процессами.

Анализ морфологии гляцигенных образований стадии ХУП-ХІХ вв. показывает, что у каровых, карово-дояинных и большинства долинных ледников хорошо выражены в рельефе и береговые и конечные морены. Но у некоторых долинных ледников, например, Талдуринского, Джело, Кони-айры, Прав.Карагемского, высокие береговые морены переходят в низкую широко распластанную конечную морену, а у ледника Бол.Маашей вообще не выражена в рельефе конечная морена. Поэтому в ряде случаев для двух последних стадий (ХЛІ-ХІХ вв. и ис-торической) реконструкция пределов продвигания ледников более надежна не по конечным моренам, а по окончанию валов береговых морен. Вместе с тем заслуживает констатации факт уменьшения сохранности морфологии береговых морен по мере движения вниз по долинам. Относительно хорошо выражены береговые морены стадий до максимума второго мегастадиала позднеплейстоценового оледенения. От более ранних этапов оледенения сохранились преимущественно лишь небольшие фрагменты береговых морен в некоторых благоприятных условиях (пологие склоны долины, уплощенные водоразделы). Тем не менее, в целом даже такая фрагментарная сохранность береговых морен оказывается лучше, чем конечных морен соответствующих этапов. Это позволяет использовать береговые морены в качестве индикатора для выделения стадиальных положений деградации поздне-плейстоценовых ледников.

2.2.2. Основная морена Строение и формирование основных морен материковых оледенений подробно рассмотрено Ю.А.Яаврушиным (1976). Для древнего оледенения горных стран аналогичных исследований пока не имеется. Поэтому до сих пор размеры древнего оледенения гор реконструируются преимущественно по выраженным в рельефе ледниковым образованиям, главные из которых рассмотрены выше.

Как уже отмечалось, более или менее выразительные формы экза-рапионного и аккумулятивного ледникового рельефа сохранились в пределах позднеплейстоценового оледенения. От среднвплвйстоцено-вой эпохи гляцигенннй рельеф встречается крайне редко, лишь при некоторых особо благоприятных для его сохранения условиях (прежде всего в межгорных котловинах). Однако установление границ распространения среднепдейстоценового оледенения по таким единичным остаткам рельефа представляет большую сложность. Недостающая информация может быть существенно пополнена в результате должного внимания к изучению строения основной морены горных ледников и водно-ледниковых отложений.

По определению Ю.А.Лаврушина (1976, с.5), основной мореной называется "комплекс ледниковых осадков, образующихся за счет материала, транспортируемого в нижних горизонтах ледников и формирующихся под покровом льда в ходе его движения...". При таком понимании основной морены абляционная морена в нее не входит, хотя и образует с нею тесные парагенезы.

В условиях горно-долинного оледенения возможность сохранности не переработанной абляционной морены несравненно меньше, чем при материковом оледенении, так как по мере удаления от питающих центров ледники все больше локализовались в долинах, а последние служили путями стока талых вод в прошлом и в большинстве имеют постоянные водотоки до настоящего времени. Поэтому надеяться на обнаружение не перемытой абляционной морены в долинах за пределами границ позднеплейстоценового оледенения, по-видимому, не приходится. Более того, даже позднеплейстоценовая абляционная морена сохранилась весьма фрагментарно.

Основную (донную) морену можно наблюдать у некоторых современ-ннх ледников Алтая, как, например, Мал.Актру, Корумду, Бол.Маашей, Лев.Карагем и др. Б отдельные годы концы этих ледников не плотно

прилегают к ложу, обнажая донную морену еще непосредственно под ледником. Наблюдения под приподнятыми концами, в боковых и продольных приконцевых трещинах свидетельствуют, что гранулометрический состав донное морены у разных ледников неодинаков. Например, у ледника Бол.Маашей в донной морене преобладают обломки гравийной размерности с печано-алевритовым заполнителем. У лед-/ ников Мал.Актру и Джело материал донной морены грубее. Здесь примерно в равных количествах участвуют обломки гравийной и галечной размерности, а у Софийского ледника донную морену составляет щебнистая супесь.

Такой состав донной морены характерен для полосы наибольших скоростей движения льда. 6 краевых частях ледников донная морена в большей или меньшей степени "нашпигована" разноокатанными валунами (рис. 4). Мощность донной морены современных ледников Алтая неизвестна. В приконцевой части, где бывает возможным проникнуть под ледник, и в трещинах обнажается только некоторый слой донной морены, не более I м.

Эпизодически из-под ледников Мал.Актру, Бол.Маашей, Геблера освобождаются небольшие "массивы" морены, выраженные в рельефе дна долин в виде изометричных всхолмлений. В обнажениях таких "массивов" плотной основной морены видно, что в одних случаях отложения представляют однообразную смесь обломочного материала (рис. 5), в других случаях более или менее ясно выражена слоева-тость морены (рис. 6), обусловленная наличием в ней тонких суб-параллельных прослоек суглинка или, наоборот, концентрацией относительно крупных обломков (щебень, галька). Такая словватая морена по текстуре сходна с отложениями пролювиальных конусов. Это сходство усиливается присутствием в морене средне- и даже хорошо окатанных обломков.

По исследованиям Ю.АДаврушина (1976), текстура основной море-

W

**ч»

ш

Рис. 5. Неслоистая донная морена (А), сложенная щебнисто-

галечным суглинком, у конца ледника Мал.Актру. Крупнообломочную абляционную морену (Б) составляет материал, скатывающийся с крутого лба ледникового языка

Рис.

6. Слоеватая основная морена в 0,5 км от ледника Мал.Актру

ны формируется еще под ледником и зависит от типа и режима движения льда. По условиям образования он выделяет два основных типа текстур: гляциодинамическив текстуры пластического течения льда и гляциодинамические текстуры движения льда по плоскостям внутренних сколов. Первым соответствует группа фаций монолитных морен, вторым - группа фаций чещуйчатых морен. "Часть из описанных гляциодинамических текстур, - отмечает ЮЛ.Іаврушин (1976, с.78), - имитирует слоистость, но необходимо постоянно помнить, что генетически они не имеют ничего общего с обычной седимента-ционной слоистостью, возникающей в обстановке водных потоков или бассейнов".

Как уже отмечалось выше, основная морена современных ледников сложена обломочным материалом преимущественно не крупнев гальки. Лишь изредка в нее вкраплены небольшие валуны. Этим основная морена, если даже она представляет собой однообразную механическую смесь без явных гляциодинамических текстур, резко отличается от абляционной морены, насыщенной валунами и глыбами. Такое различив в литологии основной и абляционной морены сохраняется и в отложениях древних ледников.

В пределах границ позднеплейстоценового оледенения обнажения основной морены встречаются крайне редко, что объясняется, по-видимому, не только малым эрозионным врезом водотоков, но и первичной фрагментарностью ее отложения. Наиболее значительные обнажения основной морены можно отметить в долине Ирбисту по левобережью реки перед выходом ее в Чуйскую котловину, в долине Ак-кола ниже озера Ак-куль, в приустьевой части долины Кыскынора, в долине Чуй вблизи устья р.Куэхтанара и при выходе Чуй в Курай-скую котловину, в верховьях р.Белой Бврели и некоторых других местах.

Особого внимания заслуживает изучение распространения основ-

ной морены среднеплейстоценового оледенения, геоморфологические следы которого в большинстве случаев весьма неясны, дискуссионны или даже вовсе не сохранились. Яркой иллюстрацией последнего может служить Чуйская котловина. Как известно [Попов, 1962; Девяткин, 1965; Окишев, 1978] у подножья Южно-Чуйского хребта располагаются дельтовидные морены, фиксирующие максимальные размеры позднеплеейстоценовых ледников, выходивших в котловину по долинам рек Тархата, Ирбисту, Кокузек, Елангаш и Чаган-Узун. Эти морены крутым уступом отделяются от плоского, пологонаклонного в дистальном направлении дна котловины, сложенного с поверхности галечником с редкими мелкими валунами (рис. 7). Лишь в непосред-ственной близости к краю позднеплейстоценовых морен встречаются всхолмления сильно декодированной морены среднеплейстоценового ' оледенения. Некоторое исключение представляет долина Чаган-Узуна, где моренные гряды среднеплейстоценового оледенения сохранились на удалении 9 км от фронта позднеплейстоценовой морены. Отсутствие к востоку от долины Чаган-Узуна выраженных в рельефе морен и валуносодержащих отложений на дне котловины служило аргументом для проведения там границы максимума среднеплейстоценового оледенения, по-существу, по краю позднеплейстоценовых морен [Девяткин, 1965; Девяткин, Ефимцев, Селиверстов, Чумаков, 1963]. Однако изучение обнажений ниже по долинам Тархаты, Кокузека и Ирбисту показало, что под слоем темно-серого галечника, покрывающего дно котловины, лежит основная морена (рис. 8), прослеживающаяся почти до центра котловины. Морена представлена неслоистым щебнистым галечником, сцементированным буровато-серым суглинком. В зависимости от содержания суглинка отложения имеют или буроватую, или серую окраску. 6 ряде пунктов можно наблюдать гляциоди-намические текстуры пластического течения (рис. 9), движения льда по плоскостям внутренних сколов (рис. 10) и текстуры внед-

Рве. 7. Чуйская котловина. У подножья гор виден фронт морены

максимума позднеплейстоценового оледенения. На переднем

плане - данудированная поверхность средвеплейстоцановой морены

Рис. 8. Обнажение среднеплайстоценовой морены (А) в левобережье р.Тархаты ниже устья р.Чаган-Бургазы. Морена перекрыта флгавиогляциальным галечником

0^ - Ш>'

Рис. 9. Текстура пластического течения льда в средиеплейстоценовой морене (долина Тархатн в пределах Чуйской котловины)

Рис. 10. Яинзовидный будинаж суглинков в результате движения

льда по плоскостям внутренних сколов (обнажение средне-плейстоценовой морены в долине Тархаты)

э&

_А :,,-

Рис. II. Гляциопротрузия слоистого тонкозернистого песка в срвднеппвйстоценовой морене Тархатинского ледника (долина Тархаты в пределах Чуйской котловины)

рения (рис. II).

Обнажения основной морены за пределами позднеплейстоцвновых ледников можно отметить в уступах низких террас р.Чуй у пос.Ер-балык, в урочище Челкан, против устья руч.Делюгем и в 9-Ю км от устья Чуй. В долине Катуни основная морена обнажается в нижней части 190-метровой террасы ниже пос.Нижний Инегень, в I км ниже устья р.Чуй в уступе 100-метровой террасы, в пос.Иня у старого моста, в нескольких местах по обе стороны реки в уступах низких террас на участке между Иней и устьем Бол.Ильгуменя. Далее вниз по долине Катуни отложения основной морены встречаются довольно редко, но все же прослеживаются до пос.Элекмонар. 6 большинстве случаев морена монолитная, сложена щебнисто-галеч-ным или галечно-гравийным материалом, плотно сцементированным суглинком. Обнажения чешуйчатой морены встречаются в нижнем те-, чении р.Чуй и в долине Катуни на участке от устья Чуй до устья Бол.Ильгуменя.

Присутствие морены в отложениях террас Чуй и Катуни еще в на-чале века отмечали БД.Обручев (1914) и И.Г.Гранэ (1915), а позднее - К.Г.Тюменцев (1936) и Ю.А.Кузнецов (1939). В области среднегорья по долинам Катуни и Бий Б.И .Щукина (I960) выделила даже два горизонта среднеплейстоценовых морен.

Вместе с тем, Я.А.Рагозин (1942), В.Б.Попов (1954 а, 1954 б) и Н.А.Ефимцев (1964) не отмечают моренных отложений в разрезах террас Катуни и Чуй за пределами позднеплейстоценового оледенения. По Л.А.Рагозину, все террасы в среднем течении Катуни являются цикловыми, вложенными, с однотипной литологией, свойственной горному аллювию. В.Б.Попов разделил террасы Катуни на две группы: террасы высокого комплекса с отметками от 90 до 200 м над урезом реки, сложенные слоистыми рыхлыми осадками, и террасы низкого комплекса до 80 м над руслом, литологически разнооб-

разные отложения которых плотно сцементированы суглинком. Террасы низкого комплекса он считает флювиогляциальными, связанными с последним оледенением Алтая. Н.А.Ефимцев рыхлые отложения в долинах Катуни и Чуй подразделил на две разновозрастные толщи. В более древней (ининской) озерно-аллювиальной толще, по его мнению, вырезаны террасы высокого комплекса. В ининскую толщу вложена сальджарская аллювиальная толща, в которой выработаны террасы низкого комплекса. Как отмечает Н.А.Ефимцев (1964, с.126), "самое существенное отличив отложений сальджарской толщи от болев древней заключается в их обогащенности известковис-тым алевропелитовым материалом".

Такое представление о формировании отложений, слагающих террасы Чуй и Катуни, первоначально поддерживал Б.М.Богачкин (1967).

* -. -.

В более поздней его публикации совместно с (ЬА.Раковец хотя и отстаивается деление рыхлых отложений в этих долинах на разновозрастные толщи, но вместе с тем отмечается, что в той и другой толще "явно присутствуют фрагменты водно-ледникового и собственно ледникового материала" [Раковец, Богачкин, 1974, с.79].

Отсутствие единого мнения о генезисе отложений, слагающих террасы Катуни и Чуй ниже позднеплейстоценовых морен, связано с существенными различиями строения тех конкретных разрезов, которые используются исследователями для обоснования своих выводов. Действительно, даже в соседних обнажениях террас одного и того же уровня наблюдается разный механический состав обломочного материала, разный тип слоистости или исчезновение таковой в соответствующем горизонте, различный характер контактов и взаимоотношений между горизонтами мелко- и крупнообломочного материала, резко отличающаяся степень сортировки и окатанноети обломков как в разрезе, так и по простиранию. Соответственно меняется насыщенность алевропелитовым материалом и плотность отложений.

Отложения основной морены присутствуют не во всех обнажениях. Это является следствием как неравномерной их первичной мощности, так и сопровождавших деградацию ледников эрозионно-аккумуяятив-ных флювиальннх процессов. Одновременно следует отметить, что нередко к диагностике генезиса отложений, образующих террасы, исследователи (в том числе и сторонники былого заполнения этих до-лин ледниками) подходят без учета диалогических особенностей основной морены и поэтому все безвалунные отложения, даже с ясными гляциодинамическими текстурами, относят к неледниковым. Так, например, О.А.Раковец и Б.М.Богачкин (1974) в обнажении ЮО-мет-ровой террасы Катуни в I км ниже устья р.Чуи гляцигенной считают только верхнюю часть разреза, представленную неслоистым валунным галечником, а подстилающие его плотные гравийно-дресвянне отложения чешуйчатой основной морены считают водно-ледниковыми.

К особым фациям чешуйчатой основной морены материковых оледенений Ю.А.Лаврушин (1976) относит ледниковые отложения с своеобразным грядовым рельефом, названные им ребристой мореной. Основываясь на определенных закономерностях морфологии гряд и строения слагающих их отложений, Ю.А.Лаврушин считает, что основную роль в формировании ребристой морены играло движение льда по плоскостям внутренних сколов, возникавших в результате неодинаковых и неравномерных напряжений в толще льда краевой зоны лопастей деградирующего ледникового покрова. К такому же выводу пришел Л.С.Троицкий (1975) при исследовании образования грядово-хол-мистого моренного рельефа в краевой зоне крупных ледников Шпицбергена.

В горных странах, испытавших плейстоценовое оледенение, подобный моренный рельеф, представленный совокупностью большого числа субпараллельных гряд, встречается, по-видимому, крайне редко, а небольшим его участкам не уделялось должного внимания.

На Алтае грядовый рельеф впервые был отмечен в Курайокой котловине Г.Ф.Лунгврсгаузеном и О.А.Раковец (1958), которые рассматривали его как "гигантскую поперечную рябь" мощной пра-Чуи, стекавшей в сторону Монголии. В.В.Девяткин (1965, с.156), учитывая галечно-валунный состав отложений в грядах, высказал предположение, что "эта "рябь" является эрозионными рытвинами, расчленяющими флювиогляциалышй конус, отходящий от нижнеплейстоценовой конечной морены". Однако некоторые особенности рельефа (слияние

многих гряд, кое-где невысокие поперечные перемычки между грядами, приуроченность валунов и глыб к вершинам гряд и отсутствие их в межгрядовых ложбинах, выход ряда гряд на склоны палеозойских останцов) не объяснимы эрозионным расчленением. Поэтому нами [Окишев, 1976 a J этот рельеф был назван инверсионным, возникшим в результате проецирования на дно котловины отложений налед-никовых русел, существовавших на уплощенной поверхности ледника подножья. Слабым местом этой гипотезы является трудность обоснования субпараляельного заложения большого числа сближенных на-ледниковых водотоков.

Впрочем, при описании Зеравшанского ледника В.П.Учайкин (1936, с.142) отмечает, что "на участке у ледника Мирамин вся поверхность ледника изборождена отдельными продольными бороздками, расположенными строго параллельно друг другу. Расстояние между бороздками - около I м; ширина самой бороздки - тоже около I м". Оказанное выше он иллюстрирует очень эффектной фотографией [Учайкин, 1936, рис.ю]. На Алтае продольный грядово-ложбинный микрорельеф поверхности льда характерен для средней части ' языка ледника Бол.Маашей. Здесь его поверхность напоминает представленную в миниатюре совокупность большого числа (не менее 80) длинных субпараллельных горных цепей, разделенных долинами. Это впечатление подобия усиливается тем, что ледяные грядки имеют

очень изрезанные склоны и гребень, кое-где соединяются поперечными перемычками, а в межгрядовнх понижениях текут ручьи. Высота ледяных грядок и расстояние между ними не превышают I м. Вверх по леднику такой "горный" микрорельеф постепенно сменяется хаотически расположенными ледяными пирамидами высотой до 1,5-2 м. К концу ледника расчлененность поверхности постепенно затухает и исчезает.

Отмеченные примеры подтверждают принципиальную возможность образования системы субпараллельных наледниковых водотоков на поло-гонаклоненной поверхности ледника подножья и накопления в их руслах обломочного материала, сносившегося с близко расположенного склона хребта и вытаивавшего из тела ледника.

Дополнительное изучение морфологии гряд, их ориентировки по отношению к основным элементам рельефа дна котловины и состава грядовых отложений (в шурфах) позволяет констатировать, что в отличив от большинства гряд, субпарадлельно вытянутых по уклону поверхности и сложенных рыхлым промытым галечником, в краевых (восточной и, особенно, западной) частях некоторое число гряд причленяется к первым под острым углом, в плане имеет вид пологих дуг и образовано беспорядочно уложенным щебнистым галечником с супесчаным заполнителем. Эти особенности обусловлены, по-видимому, иным генезисом краевых гряд, возможно - движением льда по плоскостям внутренних склонов у окончания более активных лопастей. Определенно к образованиям такого типа должна быть отнесена серия дугообразных гряд на междуречье чкв-Aктpy южнее арыка. Здесь достаточно отчетливо видно, что, начиная от периферийной, каждая из последующих субконцентрических гряд имеет больший радиус кривизны, становится положе, а это не характерно для конечных морен деградирующего ледника. Зато такая закономерность присуща плановой форме плоскостей скола в приконцевой части ледни-

ковых языков.

Небольшие участки с менее выразительным грядовым рельефом в Курайской котловине имеются в левобережье р.Тете севернее арыка и западнее оз.Каракёль.

В Уймонской котловине по левобережью р.Мульты гряды имеют высоту до 5-6 м в центральной части участка. К периферии гряды становятся ниже и постепенно исчезают. Профиль гряд мягкий, без заметной асимметрии, вершины гряд волнистые. В плане извилистые гряды состоят из более коротких кулисообразно сдвинутых звеньев Сгрядок). Расстояние между грядами изменчиво, но не превышает 100 м. Межгрядовые понижения представляют собой цепочки западинок, разделенных невысокими перемычками. Отложения гряд наблюдались нами в двух карьерах. В одном из них, недалеко от моста через Катунь, вскрыт хорошо- и среднеокатанный уплотненный галечник с мелкими валунчиками и с небольшим содержанием заполнителя из пылеватого песка о гравием. В другом карьере, ближе к пос.Муль-та, вскрыт неслоистый слабо- и среднеокатанный галечник в буроватой супеси, содержащий совершенно не обработанные обломки сланцев размером до I м.

Мультинский участок "ребристой морены" кое-где подмывается Ка-тунью. В имеющихся обнажениях видно, что в основании грядово-ложбинного рельефа лежит неслоистый плотный разно окатанный валунный галечник в буроватом суглинке.

Менее извилистые в плане гряды, в совокупности образующие пологие дуги, обращенные вершиной вверх по течению Катуни, распространены в ее долине на участке между устьями Мульты и Акча-на. Здесь по линии, проведенной через вершины дуг, насчитывается до 35 гряд на расстоянии около 3 км. Высота гряд изменяется от 1,5-2 до 4-5 м. В поперечном профиле гряд заметной асимметрии не наблюдается. В районе пос.Аккоба в обнажениях по обе стороны Ка-

туни видно, что гряды сложены несортированным галечником с редкими небольшими валунчиками и песчаным заполнителем. Разыозернистый песок нередко образует тонкие линзовидные прослойки, в верхней части разреза субпараллельные проксимальному склону гряд и субгоризонтальные у основания. По ясному ровному контакту эти отложения отделяются от подстилающих неслоистых валунных галечников, скрепленных супесью палевого цвета. Кое-где на контакте наблюдается маломощный прослой влажного буроватого суглинка.

Судя по ориентировке, гряды данного участка следует связывать с выходом в долину Катуни и продвижением сюда Акчанского ледника. Распространение гряд по всей ширине долины свидетельствует о былом перегораживании долины ледником и позволяет предполагать временное подпруживание стока Катуни, возникновение приледнико-вого водоема* Для объяснения строения гряд этого участка нам представляется наиболее преемлемой гипотеза Хоппе о происхождении "годичных морен" Де-Геера. "Согласно его мнению, эти морены могут возникать только на контакте ледника с водным бассейном. Это способствует сезонной неустойчивости края ледника и вызывает в нем возникновение близко расположенных трещин. Моренный материал при этом выжимается в трещины из основания ледника и после таяния льда образует рельеф поперечных моренных гряд" [Даврушин, 1976, 0.125].

В Чуйской котловине наиболее контрастно грядовый рельеф представлен в краевых частях моренных полей позднвпдейстоценовых ледников, выдвигавшихся в котловину по долинам Блангаша, Тархаты и Ирбисту. В Елангашской морене к северу от места ее контакта с мореной Ирбисту вполне отчетливо выделяются в рельефе три ступени поверхности морены, разделенные крутыми уступами. На нижней ступени крутосклонные грядки приурочены только к 300-метровой краевой полосе морены. На средней ступени, образующей два языко-

образных фестона, и на верхней ступени с еще более расчлененным краем, гряды в общем изогнуты по форме фестонов. Высота гряд не превышает 4-5 м, ширина гряд и разделяющих их ложбин составляет 10-20 м. В одних местах смежные грядки сливаются, в других местах они снова раздваиваются, на стыках и в вершинах фестонов круто изогнуты, в результате чего создается довольно сложный рисунок их в плане (рис. 12). В небольших обнажениях гряд вскрывается валунный галечник с супесчаным или суглинистым заполнителем. В целом по морфологическим признакам создается впечатление надви-нутости отложений средней ступени на нижнюю, а верхней на среднюю. Может быть здесь в морене имеет место чешуйчатость двух порядков: чешуи более крупного порядка образуют отмеченные ступени, а с более мелкой чешуйчатостью связана ребристость на поверхности ступеней. Данный участок представляет несомненный интерес для специальных исследований.

На прилегающем участке морены ледника Ирбис ту грядовый рельеф тоже приурочен к фестончатому краю и каких-либо существенных отличий в морфологии гряд или составе слагающего их материала не имеет. По левобережью Ирбисту в 1,5-2 км от фронтального края вскрывается строение моренной толщи (рис. ІЗ). В кровле ее лежит 5-б-метровый пласт серого валунного суглинка, а ниже наблюдается переслаивание его с неслоистым валунным галечником.

Морфология и строение моренных гряд в устье Чаган-Узуна подробно охарактеризованы В.В.Девяткиным (1965). Хотелось бы только добавить, что здесь представлены гряды двух типов, по-видимому, разного генезиса. К востоку от субширотных гряд в правобережье Чаган-Узуна поверхность уступом в 12-15 м снижается к Чуе, образуя как бы ее надпойменную террасу. На этой "террасе" низкие гряды вдоль Чуй ориентированы с Ш на СЗ, а ближе к уступу и на уступе мелкие грядки имеют изменчивое направление, представляя

' * .\ч-;;.-:--...-.-..-.-.--.-..--.

Рис. 12. Рисунок ребристых морен: А - в Курайской котловине,

Б - в Уймонской котловине близ устья р.Мульты,

В - в Шуйской котловине по правобережью р.Влангаша

I - моренные гряда; 2 - крутые уступы моренных отложений; 3 - конечные.морены ледника Тете; ,4 - озерные террасы;. . ...

5. - денудированная поверхность среднеплейстоцвновой морены;

6. - пойма рек; 7 - коренные склоны

:.-

Рис. ІЗ. Позднеплейстоценовая морена а долине Ирбисту (общий вид обнажения)

Рис. 14. Асимметричные гряда ребристо! морены в приустьевой части долины Чаган-Узуна (западная окраина Чуйской котловины)

переходное звено между грядами чуйского и чаган-узунского участков. Обращает на себя внимание тот факт, что на чаган-узунском участке гряды (рис. 14) имеют более крутой дистальний склон, характерный, по Ю.А.Даврушину (1976), для ребристой морены, а на чуйском участке гряды имеют более крутой проксимальный склон, что характерно для годичных морен Де-Геера. Это обстоятельство и позволяет нам разделить гряды на два генетических типа, обусловленные разными гляциодинамическими процессами. Переходная "рябь" на стыке этих двух участков не имеет определенной асимметрии. Учитывая невыдержанность ее ориентировки, можно предположить, что здесь смешаны грядки обоих типов.

Довольно значительное поле грядового рельефа находится в правобережье Чуй восточнее пос.Ортолык. Здесь гряды высотой до 3-4 м имеют очень мягкие очертания поперечного профиля, характеризуются невыдержанной асимметрией: у одних гряд круче склон южных румбов, у других - северных. Вели учесть, что здесь на уровне грядового рельефа вполне определенно устанавливаются следы волноприбойной деятельности позднеплейстоценового озера, то невыдержанность асимметрии можно рассматривать как результат частичного преобразования гряд волновыми процессами. Признавая роль озера в частичном преобразовании морфологии гряд, мы считаем, что гряды с более крутыми склонами южной экспозиции являются первичными, для гряд этого участка первично присущ был крутой дистальний склон, а появление у ряда гряд противоположной асимметрии связано с волноприбойным перемещением материала. Гряды сложены плотным несортированным щебнистым галечником с буроватым суглинистым заполнителем. Изредка встречаются небольшие разно-окатанные валуны. Петрографический состав обломочного материала и морфология гряд свидетельствуют о том, что на ор>толыкском участке ребристая морена оставлена ледником подножья, спускавше-

гося с Курайского хребта.

В Джулукуяьской котловине участок грядового рельефа по правобережью Чулышмана перед выходом реки из котловины сложен с поверхности валунно-галбчным материалом. Обнажений нет. Гряды ориентированы субширотно и в совокупности образуют рисунок, характерный для ребристых морен, выделяемых Ю.А.Лаврушиннм (1976) в лабрадорский тип.

Морфолитологические особенности гряд, образующих рассмотренный специфический рельеф в межгорных котловинах Алтая, отражают, по-видимому, некоторые различия механизма и условий их формирования. Как было показано выше, по ряду признаков можно выделить гряды, связанные с движением льда по внутренним плоскостям скола и имеющие наиболее широкое распространение, гряды типа "морен Де-Геера" и инверсионные гряды, представляющие по-существу компактную группу наледниковых озов. Не исключено, что при более детальных исследованиях может быть установлено сочетание гряд разных типов не только на курайском и чаган-узунском участках и дано несколько иное объяснение механизма формирования какого-то типа гряд. На данном этапе знаний важно подчеркнуть гляцигенную природу этого рельефа, потому что до сих пор ему не придавали должного значения при палеогляпиологических исследованиях.

Изучение распространения гляцигенного грядового рельефа позволяет в определенной степени уточнить масштабы былого оледенения прежде всего там, где другие признаки его недостаточно убедительны или вовсе отсутствуют. Однако еще большее значение имеет изучение состава и строения отложений моренных гряд. Важность последнего заключается в возможности выявления таким образом особенностей отложений ереднеплейстоценового оледенения, отличавшегося от позднепдейстоценового не только своими размерами, но и развивавшегося (особенно в эпоху трансгрессии) в условиях несколько

иной морфологии подстилающей поверхности (другой характер и степень расчлененности склонов, меньшая глубина долин в высокогорной зоне, преобладание пролювиально-аллювиальных отложений на пути движения ледников).

Грядовый рельеф, ярко выраженный на моренах позднеплейстоцв-новых ледников у выхода из гор долин Ирбисту, Блангаш и Тархата, сложен таким же материалом, как и в других частях этих морен без подобного рельефа. Это, во-первых, подтверждает гляциодина-мический генезис моренных гряд и, во-вторых, служит достаточно надежным показателем механического состава отложений основной морены соответствующего оледенения.

При характеристике гряд в районе Ортолыка, в устьях Мульты, Акчана и Чаган-Узуна отмечалось, что они сложены обломками преимущественно галечной размерности. Материал более мелких фракций не является вмещающей массой, а лишь заполняет промежутки между более крупными обломками и цементирует отложения. Валуны тоже имеют подчиненное значение, особенно на поверхности гряд. Это -одно из отличий отложений гряд максимального оледенения в сравнении с позднеплейстоценовыми отложениями ребристой морены, характеризующейся большей суглинистостью и завалуненностью. Другое отличив отложений гряд среднеплейстоценового оледенения состоит в большем содержании в них хорошо окатанных обломков. Отмеченные особенности среднеплейстоцвновой ребристой морены могут быть объяснены ассимиляцией ледниками сравнительно мелкообломочных доледниковых долинных отложений.

Наблюдающееся соответствие механического состава отложений ребристой морены позднеплейстоценовых ледников с моренными отложениями за пределами такого рельефа позволяет предполагать подобное соответствие и в отложениях среднеплейстоценового оледенения. Вели это действительно так, что вполне подтверждается, например,

составом бесспорно среднвплейстоценовых ледниковых отложений в опорном Чаганском разрезе ( Разрез новейших отложений Алтая, 1978\ тогда становится понятным распространение за пределами позднеплейстоценового оледенения преимущественно более мелких по механическому составу отложений с большим содержанием хорошо окатанных обломков.

2.3. Флювиогляциалыше образования

2.3.1. Озы и камы Впервые на Алтае оз в Уймонской котловине был отмечен В«А.Обручевым (1914). Однако позднее ледниковый генезис этого волнистого длинного вала был подвергнут сомнению Девяткин и др., 1963 и мысль о возможном распространении ледников в Уймонскую котловину была предана забвению. По нашим наблюдениям в 1970-72 гг. [Окишев, 1973^_;в разных частях Уймонской котловины сохранилась целая система озов и камов (рис. 15, 16) различных размеров. Анализ петрографического состава обломочного материала позволяет утверждать, что в западной части котловины образование озов и камов было связано с ледниками Теректинского хребта, спускавшимися по долинам Кастахты и Терехты, а восточную половину котловины заполняли ледники, спускавшиеся с Катунского хребта по долинам Бол.Окола, Мульты и Акчана. В левобережье Катуни эти образования на дне Уймонской котловины частично покрыты лёссовидным суглинком мощностью до I м и, по-видимому, должны быть отнесены к времени начала деградации максимального среднеплвйстоценового оледенения. По правобережью Катуни выше и ниже устья Мульты озы более позднего этапа эволюции среднеплвйстоценового ледника образуют единый парагенетический комплекс с описанными выше грядами ребристой морены.

Рис. 15. Схема распространения озов (I) и камов (2) в центральной части Уймонской котловины

Рис. 16. Один из озов в Уймонской котловине. Волнистый характер продольного профиля оза подчеркивается проходящей по нему дорогой

Озы и камы широко распространены в Джулукульской котловине, подробно описанной Е.В .Девяткиным и др. (1963). В Чуйской котловине нам известен только один небольшой оз в полукилометре от моста через р.Чаган-Узун (рис. 17).

Своеобразны озы в Курайской котловине. Они приурочены к северо-восточному склону гряды палеозойских известняков в правобережье Актру ниже ее слияния с р.Корумду и образуют серию кулисо-образно расположенных валов до 150 м длиной и 5-7 м высотой, по диагонали спускающихся от вершины останцовой гряды к ее подножью (рис. 18). Судя по отложениям на поверхности и в неглубоких шурфах, валы сложены разноокатанным галечником с редкими валунами. Характер расположения валов позволяет рассматривать их как образования, связанные с аккумуляцией материала талыми водами в краевых трещинах восточного края бывшего ледника, заполнявшего тектоническую депрессию в приустьевой части долины Актру.

За пределами межгорных котловин, частично или целиком занимавшихся ледниками, условия для образования и сохранения озов менее благоприятны. На Алтае нами обнаружен всего лишь один долинный оз в долине Чуй в 12 км от ее устья. Это прямолинейный вал длиной около I км, шириной от 15 до 40 м и высотой от I-I.5 м у западного конца до 10 м у восточного конца. Оз тянется параллельно тракту, лежит гипсометрически выше и поэтому с дороги смотрится как выклинивающаяся терраса. Выпуклый поперечник обнаруживается только при подъеме на вал или на вышележащие террасы. Вблизи восточного конца оз вскрыт карьером на глубину около 3 м. Здесь он сложен галечно-гравийным материалом, в приповерхностном слое (до I м) облекающем вал, а ниже образующим перекрестное наслоение несортированного галечника, галечно-гравийных и песчано-гра-вийных осадков (рис. 19).

Рис. 17. Оз в нижнем тачании р.Чаган-Узуна. Рекой вскрыто его строение в поперечном профиле

-,^Ш

Рис. 18. Система озон на склоне палеозойских останцов в правобережье р.Актру ниже ее слияния с р.Корумцу

Рис. 19. Деталь слоистости в поперечном разрезе оза в долине Чуй (12 км выше устья)

"> 11^w ;i>^faj;'

і»'

Щ^Г*Ф-Ф

-і

^:.у TWfr>-J$;:'V-

Рис. 20. Обнажение ледниковых отложений у восточной окраины нос. Курай (Курайская котловина)

2,3.2. Камовые террасы

И.С.Щукин (I960) камовые террасы относит к перигдяциальным образованиям, аргументируя это тем, что в процессе их формирования роль ледника является чисто пассивной, а активным фактором были талые ледниковые воды, стекавшие вдоль его края и аккумулировавшие перемытую морену. С такой аргументацией вряд ли можно согласиться, потому что к перигдяциальным образованиям тогда нужно отнести также озы и камы: они тоже являются следствием деятельности талых ледниковых вод при пассивной роли самого ледника. Между тем, под термином "перигляциальный" понимается комплекс геологических и геоморфологических образований, возникающих под влиянием мерзлотных и ветровых процессов за границей ледников в условиях сурового континентального климата. Как отмечает А.А.Величко (1975, с.89), "при строгом подходе термин "перигляциальный" следовало бы сменить на "древний мерзлотный", "палеокриогенный". Мы же рассматриваем образования, обязанные работе талых ледниковых вод еще в зоне оледенения, на контакте льда со склоном вмещающей формы рельефа (котловины или долины).

В отличив от пвригляциальных (мерзлотных) образований, которые, по А.А.Величко (1975), могут возникать за многие сотни и даже тысячи километров от края ледника, камовые террасы одной своей стороной прежде контактировали непосредственно с ледником, маркируют положение его продольного края и поэтому могут рассматриваться в качестве достоверных признаков былого распространения здесь льда. Не следует, однако, забывать, что для формирования камовых террас необходимы некоторые специфические условия (продолжительное устойчивое положение края ледника, наличие депрессии между ним и прилегающим склоном, хотя бы периодическая аккумуляция в такой депрессии обломочного материала талыми ледниковыми водами, стекающими вдоль края ледника), которые далеко не

везде и не всегда возникают. Поэтому камовые террасы в горах встречаются довольно редко. На Алтае, в частности, нет камовых террас в Чуйской котловине и в большинстве поздыеплейстоценовых долин-трогов.

В Уймонской котловине камовая терраса прослеживается у под
ножья Теректинского хребта на участке между селами Терехта и
Чендек. Здесь она имеет вид слабо всхолмленного прилавка шириной
0,2-0,3 км, прислоненного к коренному склону и крутым фестонча
тым уступом в 20-30 м, обрывающегося к пологонаклонному дну кот-
, " -¹

довины. Восточнее Чиндека терраса постепенно снижается до 10-15 м и ее уступ выполаживается. На всем протяжении камовая терраса сложена плотным слабоокатанным неясноелоистым галечником с редкими валунами. Весь обломочный материал местный, вынесен с Теректинского хребта склоновыми процессами к краю ледника, занимавшего котловину. Западнее Терехты камовой террасы нет, что вполне объяснимо опусканием здесь в котловину ледников с Теректинского хребта. На выходе в котловину они имели достаточную активность, более высокую поверхность по сравнению с распластанным краем льда с Катунского хребта в восточной части котловины и не создавали, таким образом, условий для образования камовой террасы. Камовые террасы высотой до 75 м, обрамляющие подножья гор, окружающих Джулукульскую котловину, описаны в работах. Н.А.Вфимце-ва (1961) и Б.В.Девяткина (1965). Встречаются камовые террасы в Сорулукульской, Тархатинской и Бертекской котловинах [Девяткин и др., 19бз]. Все эти котловины еще в максимум позднеплейстоцено-вого оледенения заполнялись льдом, образуя так называемые ледо-емы (термин ВЛ.Нехорошева, 1930). Существование былых Джулукуль-ского, Сорулукульского, Тархатинского и Бертекского ледоемов в настоящее время никем не оспаривается. Однако мнения исследователей расходятся по вопросу о заполнении ледниками Уймонской, Ку-

райской и Чуйской котловин. 6 связи с этим на данном вопросе следует остановиться более подробно.

Оце в 1930 г. В.П.Нехорошввым, а затем Б.Ф.Сперанским (1937) и А.И.Москвитшшм (1946) было отмечено, что большинство межгорных котловин Алтая в четвертичное время заполнялось льдом, превращалось в ледоемы. 6 числе бывших ледоемов были названы, в частности, Уймонская, Курайская и Чуйская котловины. Позднее в двух совместных статьях Б.В.Девяткина, Н.А.Вфимцева, Ю.П.Селиверстова и И.С.Чумакова (1961, 1963) представления В.П.Нехороше-ва, Б.Ф.Сперанского и А.И.Москвитина подверглись пересмотру и некоторые межгорные впадины бнди исключены из числа бывших ледоемов. Это исключение аргументировалось тем, что в предыдущих исследованиях не выделялось каких-либо определенных признаков былых ледоемов в пределах Алтая. В итоге анализа особенностей морфологии одиннадцати межгорных впадин авторы указанных выше статей пришли к выводу, что древними ледоемами можно считать только те впадины, в которых имеется комплекс таких ледниковых и флювио-гляциальных образований, как выстилающая днище основная морена, озн, камы, камовые террасы, озерно-ледниковые отложения, ледниковые озера, следы ледникового сглаживания и маргинальные каналы в краевых частях впадин. По наличию этих признаков к бывшим де-доемам отнесены Улаганская, Сорулукульская, Сайгонышская, Бер-текская, Тархатинская и Джулукульская впадины.

Действительно, не согласиться с отнесением перечисленных котловин к ледоемам нельзя - уж слишком очевидны там следы пребывания ледников. Но это совсем не означает, что только полный комплекс признаков необходим для обоснования ледоемов и в других местах. Подобный подход не учитывает существенных различий в положении внутригорных впадин и особенностей их плейстоценовой истории.

Возьмем к примеру три котловины: Джулукульскую, которая по совокупности признаков ледоема занимает ведущее место, Курайскую и Уймонскую, заполнение льдом которых отрицается. Джулукульская впадина представляет собою водораздел в истоках Чулышмана, Карга, Могун-Бурени и лежит на высоте более 2200 м. На этой поверхности не только сливались ледники, спускавшиеся с Шапшальского хребта и Чулышманского нагорья, но, как отмечают Е.В.Девяткин и др. (1963), дополнительное питание ледоема могло происходить и за счет твердых атмосферных осадков, выпадавших непосредственно в пределах котловины. Отсюда дед растекался в долины Чулышмана, Карга и Могун-Бурени. В период деградации льда сформировавшиеся аккумулятивные формы рельефа не подвергались размыву или погребению именно из-за водораздельного положения Джулукульской котловины.

В отличив от нее Курайская и Уймонская котловины представляют собою обширные долинные расширения: первая - в долине Чуй, вторая - в долине Катуни. Обе эти котловины, таким образом, пересекаются крупными транзитными реками, в бассейне которых выше по течению (соответственно, в Чуйской и Абайской котловинах) в ледниковые эпохи возникали ледниково-подпрудные озера, а сток талых вод из самих Курайской и Уймонской котловин преграждался выходившими в долины Чуй и Катуни мощными боковыми ледниками. Такая обстановка, несомненно, была менее благоприятна для формирования всего того комплекса форм, которыми характеризуется Джулу-кульский ледоем. Тем не менее, отмеченная выше система озов, ка-мов и камовых террас в Уймонской котловине является достаточным доказательством существовавшего в ней ледоема.

Признаки былого заполнения льдом Курайской котловины представлены преимущественно основной мореной, обнаруженной в разных частях ее днища [Богачкин, Раковец, I97l], а флювиогляциальные обра-

зования в центре котловины отсутствуют. Последнее, по-видимому, и предостерегало многих исследователей от вывода о заполнении котловины ледниками. Однако отрицать существование ледоема только на основании отсутствия в центральной части котловины флювио-гляциальных образований и не считаться с наличием моренных отложений, на которых, в частности, стоит и пос.Курай (рис. 20), нельзя. Подобное отсутствие ряда каких-то признаков ледоема и даже большинства их, но при несомненном распространении морены, может найти вполне удовлетворительное объяснение при учете особенностей эволюции самих ледников и сопровождавших ее процессов.

Основной причиной отсутствия в центре Курайской котловины флювиогляциальных форм можно считать образование в котловине лед-никово-подпрудного озера. То, что озеро возникло и достигло максимальных отметок (2000-2050 м над уровнем моря) еще при наличии льда в котловине, доказывается приуроченностью верхних озерных террас только к междояинным участкам окружающих склонов, не охватывавшихся оледенением в позднем плейстоцене. Озеро блокировало распространение русловых процессов в центральные части котловины и ограничивало аккумуляцию обломочного материала главным образом прибрежной полосой вблизи бортов котловины. 5 центральные части ее выносился только взвешенный материал. Когда же озеро в котловине исчезло, спускавшиеся ранее в нее ледники оканчивались уже вблизи подножья гор и, естественно, только там. могли обеспечивать условия для водно-ледниковой аккумуляции. Во внутренней части котловины, напротив, остались моренные отложения, позднее частично размытые Чуей или прикрытые неледниковыми осадками.

Возникал ли ледоем в Чуйской котловине? Выше было отмечено, что в устье Чаган-Узуна и в районе пос.Ортояык распространены гряды ребристой морены. Далее к востоку в центральных частях

котловины выраженных в рельефе следов оледенения нет. Но в низовьях рек Кокузек и Тархата под сдоем фдювиогдяциального галечника вскрывается основная морена среднеплейстоценового оледенения видимой мощностью до 8 м. Она прослеживается почти до центра котловины. Это позволяет говорять, что в среднем плейстоцене западная половина котловины если не целиком, то в большей части покрывалась льдом.

За пределами края позднеплейстоценовых морен следы ледниковой деятельности прослеживаются и в восточной половине котловины по долинам Юстыда, Бар-Бургазы, Кокори, Уландрыка, Чаган-Бургазы, но по выходе рек в котловину такие признаки теряются. На современном этапе изученности рыхлых отложений в котловине нельзя сделать определенных выводов о границах среднеплейстоценовых ледников восточнее Тархаты. Поэтому вопрос о Чуйском ледоеме остается открытым.

Вернемся, однако, к камовым террасам. Кроме тех камовых террас, которые отмечены в бывших ледоемах, или, иначе, котловинных, в долинах Чуй, Катуни и Бии имеются камовые террасы, которые могут быть названы долинными. Такие образования никем ранее на Алтае не выделялись.

Выше уже было отмечено, что в долинах Чуй и Катуни выделяют два комплекса террас: низкие, с относительными отметками до 60-80 м, и высокие, с отметками до 200 м в долине Катуни и до 280 м в долине Чуй. По Катуни высокие террасы прослеживаются от устья р.Казнахты почти до предгорной равнины, по Чуе - от слия^-ния с Катунью до устья Эстулы (рис. 21) и на участке между Чуй-ской и Курайской котловинами. В обеих долинах они представлены в виде фрагментов большей или меньшей величины, приуроченных к устьям долин притоков и распадкам в коренных склонах то с одной, то с другой стороны реки.

Рис. 21. Схема распространения высоких террас и их поперечные

профили в долинах Катуни и Чул I - местоположение высоких террас; 2 - отложения высоких террас; 3 - отложения низких террас; 4 - поперечные профили

В морфологическом отношении верхняя терраса в большинстве случаев имеет форму вала с крутым склоном, обращенным к руслу, и более пологим тыльным (внешним) склоном (рис. 21). У узких валообразных террас, как, например, в урочище Сок-Ярнк, выше пос.йня, в устье Чуй и т.д., о площадке говорить не приходится, потому что у них от верха бровки сразу начинается противоположный (внешний) склон. В других местах (например, в устье Айгула-ка, Челкана, ниже пос.Иня) верхняя терраса характеризуется наличием плоской площадки большей или меньшей ширины, которая на некотором расстоянии от бровки сменяется ясновыраженным склоном, обращенным к коренному борту долины. В результате, в распадках коренных бортов долин Чуй и Катуни образовались ограниченные валом верхней террасы замкнутые депрессии глубиной до 10-15 м, а в боковых долинах - высокие устьевые ригели из рыхлых отложений.

Поверхность наиболее широких верхних террас Катуни (в долине Чуй ширина верхних террас не превосходит нескольких десятков метров) выше бома Комдож, между поселками Иня и Мал.Яломан, ниже устья Бол.Яломана осложнена округлыми или изометричными западинами глубиной до 2,5-3 м. Вблизи западин или непосредственно в них характерно присутствие крупных эрратических валунов.

В долине Чуй не только верхняя, но нередко и одна-две более низкие террасы тоже имеют валообразный поперечный профиль, как, например, на 376 км Чуйского тракта или в урочище Чедкан. Другой особенностью комплекса высоких террас Чуй является невыдержанность их высоты не только при переходе от одного участка долины к другому, но и на одном и том же участке. Например, у правобережного борта долины Чуй в первом распадке выше урочища Чедкан верхняя терраса имеет высоту около 200 м, в урочище Челкан -255 м, а еще немного ниже по долине, в устье руч.Тутугвй, она поднята до 280 м. На 376 км (по тракту) выше дороги (рис. 22)

&.,

Рис. 22. Разнонаправленное продольное падение поверхности террас в долине Чуй

выделяется пять террас, из которых три (50, 130 и 210-метровая) на протяжении около I км (выше и ниже террасы прерываются) сохраняют свою высоту, а две другие - самая верхняя и третья сверху -на этом же расстоянии изменяют высоту: первая - от 290 до 330 м, с наклоном вверх по долине, а вторая - от 185 до 135 м с наклоном вниз по долине, т.е. падают в противоположные стороны. Здесь у подножья 50-метровой террасы лежит долинный оз, упоминавшийся выше. Падение поверхности террасы вверх по течению наблюдалось нами и в долине Катуни в 4-5 км ниже устья Сумульты.

Все же надо отметить, что резкое падение поверхности террас вверх по течению, как на 376 км, явление довольно редкое. Чаще же в нижнем течении Чуй наблюдается обший наклон вниз по долине всего комплекса высоких террас данного участка. При переходе к другому участку эта картина повторяется, в результате чего в целом ниже устья Айгулака при переходе от одного участка долины с высокими террасами к другому образуются "террасовые кулисы" (рис. 23). В долине Катуни заметное падение террас вниз по тече-нию наблюдается только в урочище Сок-Ярык.

Высокие террасы в общем слабо обнажены, поэтому о составе и строении слагающих их отложений приходится судить по довольно разобщенным обнажениям. Тем не менее, благодаря исследованиям Л.А.Рагозина (1942), В.В.Попова (1954), Л.Н.Ивановского (1953, 1967), Н.А.Вфимцева (1964), Б.Ы.Богачкина (1967) и др., в настоя-щее время представляется возможным констатировать, что:

I) высокие террасы сложены осадками единой сложно построенной толщи, которая характеризуется резко выраженными фациалышми изменениями как в разрезе, так и по простиранию; мощность толщи в долине Катуни достигает не менее 180-200 м в пределах так называемой Яломанской впадины и ниже, на участке между устьями Кедрина и Сумульты, а затем постепенно уменьшается [Вфимцев, 1964];

i^^jLfe^J^^^^

*

^

Рис. 23. Схема "террасовых кулис", отражающих прерывистый характер сокращения конца среднеплейстоценового ледника, заполнявшего долину Чуй

I - сохранившиеся фрагменты высоких камовых террас; 2 - низкие

террасы; 3 - предполагаемое продолжение поверхности высоких

террас

в долине Чуй ее мощность изменяется от 280-300 м в устьевых ригелях долин Айгудака, Челкана, Тутугоя до 200 м у устья Чуй;

2. от основания толщи, слагающей высокие террасы, вверх по разрезу уменьшается плотность цементации отложений;

3. на участках вне устьев боковых долин вполне определенно прослеживается изменение гранулометрического состава отложений высоких террас от валуносодержащих галечников у верхнего (по долине) конца до гравийных, гравийно-песчаных или песчаных у нижнего конца террасы; в устьевых ригелях такое фациальное замещение происходит от главной долины вверх по боковой долине, т.е.

в поперечном направлении ригелей;

4) в отложениях высоких террас в большем или меньшем коли
честве содержатся крупные эрратические валуны и глыбы, сосредо
точенные в основном у верхнего конца террасы, что повторяется
на каждом участке их распространения вдоль долины.

В долине Баи ясно выраженные высокие террасы прослеживаются

только на участке от западного конца Телецкого озера до пос.Ке-безень, т.е. на расстоянии около 20 км. Их морфология и строение в общем характеризуются теми же особенностями, которые отмечены выше для высоких террас Чуй и Катуни.

Первым проявил большой интерес к террасам Чуй и Катуни В.А.Обручев (1914), считавший, что в долине Чуй ниже устья Айгудака широко развиты "мореноподобные образования", оставленные ледниками притоков Чуй. В долине Катуни ниже устья он не находил признаков оледенения, хотя и отмечал распространение высоких террас.

Годом позднее И.Г.іЦранз (1915) высказал мнение, что до предгорий Алтая верхние террасы Катуни сложены моренным материалом ледника, оканчивавшегося у с.Маймы, где им оставлена конечная морена (майминский вал). Такую трактовку происхождения маймин-ского вала разделяли В.П.Нехорошев (1930) и К.Г.Тюменцев (1936). Последний считал, что высокие террасы Катуни и Чуй сложены толщей моренных и фяювиогляциалышх отложений мощностью до 180-200 м.

Остатками древних береговых морен считал высокие террасы в низовьях Чуй Ю.А.Кузнецов (1939). Но большая часть террас Катуни и Чуй, по его мнению, сложена грубым флювиогдяциадышм материалом.

Б.Н.Щукина (I960, с.154) в отложениях высоких террас Чуй и Катуни выделяет два горизонта морен, из которых "нижний - катун-ский - горизонт протягивается до предгорной впадины, сохраняясь в долине р.Катуни в виде промытого валунника, вскрывающегося в цоколях террас, и в виде типичного валунного суглинка в разрезах высоких террас в низовьях притоков р.Катуни. Верхний майминский горизонт прослеживается до сМайма по долине Катуни и до истоков р.Бии у с.Артыбаш, заканчиваясь здесь мощными накоплениями конечных морен".

Представления о заполнении долин Чуй и Катуни древними ледни-

ками разделяют О.А.Раковец и Б.М.Богачкин (1974, с,79), которые отмечают, что "фрагменты ледниковых отложений тяготеют к нижним частям разреза высоких террас и нередко выходят в цоколях террас высотой до 100 м". Они указывают ряд конкретных пунктов, где, по их мнению, можно наблюдать обнажения ледниковых отложений, представленных, в основном, неслоистым и несортированным валунно-гадечным или валунным материалом разнообразного петрографического состава.

Следует заметить, что из перечисленных сторонников парагене-за высоких террас с древним оледенением только Б.М.Богачкин выполнил некоторые специальные исследования высоких террас ( Богач-кин, 1967], другие же базировали свои выводы на наблюдениях, сделанных попутно с проведением других исследований.

Концепция аллювиального генезиса отложений, слагающих террасы среднего течения Катуни, впервые была высказана Л.А.Рагозиным (1942). Он выделил здесь 16 террас и пришел к выводу, что каждая из них представляет собой самостоятельный вложенный диалогический комплекс более или менее одинакового состава, хотя каких-либо убедительных доказательств вложенности террас он не приводит. Накопление аллювия каждой террасы, по его представлению, было связано с опусканием и агградацией долины при потеплении климата, а формирование уступа, врез - при поднятии страны и похолодании. В соответствии с такой трактовкой генезиса террас он пишет, что "межрисская межледниковая эпоха оставила свои документы в виде двух наиболее высоких террас: ХУІ и ХУ, высотой в 200 и 180 м" [Рагозин, 1942, c.96j, а "рисс-вюрмская межледниковая эпоха характеризуется тремя террасами: ХІУ, ХШ и ХП" [там же, с.97_]. С распадом последнего оледенения он связывает формирование террас низкого комплекса.

Террасам долины Катуни выше устья Чуй посвящен ряд работ

ВБ.Попов (1954 а, 1954 б, 1962), который отмечает, что высокие террасы сложены в основном слоистым слабоокатанным мелким сыпучим галечником, гравием и щебнем, почти не содержащими глинистого материала. На основании различной степени концентрации отложений высоких и низких террас он приходит к выводу о формировании первых в последнюю межледниковую эпоху, а вторые связывает с эволюцией последнего оледенения.

По разному содержанию илистого материала в отложениях низких и высоких террас Чуй и, соответственно, различной степени цементации этих отложений Л.Н.Ивановский (1967, с.208) пришел к заключению, что "галечники низких террас являются флювиогляциальными, тогда как высокие террасы - доледниковыми и сложены аллювием, пролювиальными и озерными отложениями".

На две разновозрастные толщи разделил рыхлые отложения в долинах Чуй и Катуни Н.А.Вфимцев (1964, 1968). Более древняя (инин-ская) толща с вырезанными в ней террасами высокого комплекса, является, по Н.А.Ефимцеву, озерно-аллювиальной. Начало накопления ининской толщи он относит к раннему плейстоцену, а аккумуляцию самых верхних ее горизонтов, "в основном не сохранившихся от размыва", коррелирует со среднеплейстоценовым оледенением.

Избыточную мощность отложений в долинах Чуй и Катуни Л.А.Рагозин, В.Е.Попов и Д.Н.Ивановский объясняют дифференцированными тектоническими движениями блоков. Н.А.Вфимцев, учитывая распространение ининской толщи с перерывами до предгорий, допускает региональное прогибание Алтая, а толщу считает "уникальным образцом горного аллювия, сформированного в констративной фазе" [Вфимцев, 1968, c.60j. Однако для обоснования регионального прогибания недостаточно было ограничиться только долинами Катуни и Чуй, и ему пришлось включить в пределы территории предполагаемого прогиба [Вфимцев, 1968, рис.з] многие другие реки (Башкаус, Чулышман,

Пыжу, Кадрин, Коксу и др.), в долинах которых нет аналогичной толщи и нет признаков былой избыточной аккумуляции аллювиального материала.

Одной из особенностей отложений» слагающих высокие террасы, является, как отмечается всеми исследователями, присутствие в них крупных эрратических валунов и глыб. Сторонники гляциального литогенеза этих отложений эрратические валуны и глыбы связывают с приносом непосредственно ледниками. Как же объясняют присутствие крупных эрратических валунов и глыб сторонники аллювиального происхождения отложений? Л.А.Рагозин (1942, с.91), связывающий формирование отложений террас с эпохами межледниковий, считает эрратические валуны результатом, в основном, бурных пролювиаль-ных процессов, хотя допускает, что "наряду с пролювием и коллю-вием имеются нераспознаваемые в ископаемом состоянии настоящие ледниковые отложения".

С предположением о пролювиальном генезисе крупных обломков нельзя согласиться на том основании, что в боковых долинах выше устьевого ригеля, представленного отложениями высоких террас главной долины, нет грубообломочных отложений пролювиального типа. Как уже отмечалось, здесь характерны фации, подпруживания [Щукина, I960], а в устьевых ригелях валуны и глыбы являются эрратическими для бассейна данного притока.

С погребением в констративно наслаивающемся аллювии селевых отложений, выбрасывавшихся из долин притоков и крупных логов, связывает происхождение эрратических глыб в отложениях долин ^уи и Катуни С.А.Сладкопевцев (1973). По-существу он повторяет мнение Л.А.Рагозина, поэтому вышеприведенное возражение в полной мере относится и к представлению С.А.Сладкопевцева.

Н.А.Вфимцев присутствие в галечниках эрратических валунов считает "закономерным явлением горного аллювия". Такое объяснение

выглядит довольно странным уже потому, что в долинах притоков Катуни и Чуй с более крутыми и высокими склонами, с более крутым продольным профилем русла аналогичного "закономерного явления" ему установить не удалось. Далее, как совместить речную транспортировку огромных глыб с интенсивной аккумуляцией фуркирующей, по Н.А.Вфимцеву, реки на фоне "регионального прогибания Алтая"?

Предположение Б.М.Богачкина (1967) о переносе глыб речными "айсбергами" было им же позднее [Раковец, Богачкин, 1974] отвергнуто, как не объясняющее особенностей строения отложений высоких террас.

Таким образом, распространение высоких террас только в долинах Катуни, "Чуй и Бии не находит удовлетворительного объяснения ни региональной, ни локальной блоковой тектоникой. Предположение о региональном прогибании Алтая, как причина аккумуляции мощной аллювиальной толщи опровергается резким выклиниванием ее в боковых долинах и отсутствием в долинах других рек, попавших в пределы гипотетического прогиба. Дифференцированные движения блоков и локальное подпруживание стока не подтверждается строением толщи и распространением ее вплоть до предгорий, в то время как ниже предполагаемого быстро поднимавшегося блока на участке между устьями Бол.Ильгуменя и.Сумуяьты [Кузнецов, I939J, по справедливому замечанию С.А.Сладкопевцева (1973), следовало бы ожидать формирование аллювия нормальний мощности. Следует заметить, что гипотеза Н.А.Вфимцева о региональном прогибании Алтая выдвинута тоже в связи с несостоятельностью и необоснованностью представлений о локальных блоковых поднятиях и опусканиях в эпоху форми-рования ининской толщи.

Толща сходного строения сохранилась в левобережье Чуй на участке между Чуйской и Курайской котловинами. Она поднимается здесь до 130 м над урезом реки. 8 основании толщи наряду с ва-

лунным галечником можно наблюдать и валунный суглинок, не испытавший перемыва. Характерно, что эта толща тоже приурочена к устьям логов и распадкам в коренном склоне долины. Нижняя половина толщи насыщена крупными валунами интрузивных пород из осевой части Курайского хребта, отроги которого образуют правый борт долины. Вверх по разрезу постепенно уменьшается количество и размер эрратических обломков.

Рассматриваемый участок долины Чуй в максимум позднвпяейсто-цвнового оледенения заполнялся ледниками с Курайского хребта. Сниженный отрог Северо-Чуйского хребта, образующий левобережный борт долины, в это время не имел сколько-нибудь значительных ледников.

Заполнявшие долину ледники подпруживали сток из Шуйской котловины и являлись причиной образования крупнейшего на Алтае ледни-ково-подпрудного озера. Поскольку ледники спускались из правобережных боковых долин, у этого борта долины Чуй высота ледниковой плотины была больше и стекавшие из озера воды были прижаты к противоположному - левому борту (рис. 24, 25). В русло поставлялся обломочный материал склоновыми процессами с левого борта и ледниками, служившими правым берегом реки. Ледниками и приносились эрратические валуны с Курайского хребта.

В период деградации оледенения русло опускалось и мигрировало в сторону правого борта долины, следуя за изменением положения края льда. Это способствовало сохранению от размыва рыхлых отложений камовой террасы в левобережной части долины.

Особенности строения и формирования рыхлых отложений в долине Чуй на участке между Чуйской и Курайской котловинами могут быть использованы для объяснения генезиса мощной толщи отложений в долинах Катуни, Бии и в долине Чуй ниже устья Эстулы.

Имеющиеся данные о более крупных масштабах среднеплейстоцено-

Рис. 24. Схема заполнения льдом долины Чуй на участке между Чуйской и Курайской котловинами в первом позднеплей-стоценовом мегастадиале

I - коренные склоны; 2 - участки долины, не заполнявшиеся

льдом; 3 - отдельные этапы прогрессивного развития ледников;

4 - направление движения льда

Рис. 25. Схема динамики льда и формирования камовой террасы в

долине Чуй (поперечный профиль долины вблизи устья

Тыдтугема I - этапы прогрессивного развития ледника; 2 - то же в регрессивной фазе; 3 - направление движения обломочного материала, формировавшего камовую террасу; 4 - периодические смещения русла в регрессивной фазе оледенения

вого оледенения по сравнению с позднеплейстоцвновым, а также особенности распространения, морфологии и строения высоких террас позволяют предложить для объяснения генезиса последних следующую схему развития сопряженных процессов.

1. Среднеплейстоценовые сложные дендритовые ледники, формировавшиеся в результате выхода в основные долины большого числа боковых потоков с хребтов, ограничивающих основные долины, продвигались значительно дальше тех пунктов, где оставлены морены максимума позднеплейстоценового оледенения.

2. Наблюдающиеся в Шуйской и Курайской межгорных котловинах волноприбойные террасы эпохи позднеплейстоценового оледенения показывают, что подобное явление, т.е. образование крупных лад-никово-подпрудных водоемов, должно было иметь место и на определенных этапах эволюции более крупного по масштабу среднеплейсто-ценового оледенения. Кроме межгорных котловин ледниково-подпруд-ные озера возникали и в не занятых ледниками устьях боковых долин.

3. Возникновение и продолжительное существование ледниково-подпрудных озер является следствием того, что подледниковый сток из них был весьма ограничен. По мере достижения уровня плотин вода из озер устремлялась в долины по поверхности заполнявших их ледников. Этот озерный наледниковый сток дополнялся талыми водами самих ледников и сезонного снега в бассейнах рек. Возникавшие водотоки так или иначе воздействовали на обломочный материал поверхностной морены.

4. Известно, что значительная климатообусловленная трансгрессия горных ледников является следствием опускания уровня снеговой границы, сопровождающегося расширением площадей аккумуляции снега и увеличением заснеженности склонов. По мере развития этих процессов сокращались площади открытых крутых склонов, способных

поставлять на ледник обломочный материал. Этому способствовало также и увеличение мощности ледников, заполнявших свои долины на большую высоту. В результате засоренность поверхности наступающих ледников не увеличивалась, а, напротив, уменьшалась. Что касается донной морены, то она формировалась как за счет экзара-ционного воздействия ледников на коренные склоны, так и за счет ассимиляции ледниками материала со дна долины.

5. Основные долины Алтая были сформированы до начала оледене
ний, о чем свидетельствуют находки выветрелых ожелезненных га
лечников верхнего плиоцена в основании плейстоценовых отложений
[Ефимцев, 1964]. Рыхлые отложения доледниковых долин и составля
ли основу донной морены наряду с продуктами экзарации коренных
пород ледникового ложа. Следы экзарации склонов долин в виде
штриховки, полировки сохранились крайне редко, но надо учитывать,
что они не везде формируются и затем уничтожаются выветриванием

и склоновыми процессами. Достаточно отметить, что на участках долин, занимавшихся ледниками в сравнительно недавнее время (например, в голоцене), тоже очень мало ясных следов ледникового заглаживания скал. По мере удаления от современных центров оледенения степень сохранности следов ледникового воздействия находится все в большей зависимости от фактора времени: период пребывания и воздействия ледников уменьшается, а период последующего уничтожения следов ледниковой деятельности другими экзогенными агентами увеличивается. Это положение непременно должно приниматься во внимание при реконструкциях древнего оледенения.

6. Сокращение заснеженности склонов в регрессивной фазе обес
печивало усиление склоновых процессов и увеличение количества об
ломочного материала, поступавшего на ледник. Но одновременно уве
личивался и объем талой воды, сток которой не мог миновать лед
ники. Часть талой воды проникала под ледники, но большая ее часть

стекала вдоль краев ледников, перемывая и переотлагая моренный материал. Такое явление было характерно для всех ледников, но проявлялось в неодинаковых масштабах. В долинах Чуй и Катуни моренный материал подвергался воздействию наиболее интенсивных водотоков в связи с периодическим частичным сбросом воды из крупных ледниково-подпрудных озер межгорных котловин.

7. В зависимости от мощности ледников, выдвигавшихся из боковых долин, и изменений поперечного профиля поверхности льда на крутых поворотах в основной долине наледниковые водотоки отклонялись то к одному, то к другому склону, перемывая поверхностную морену. Наиболее благоприятными участками для аккумуляции обломочного материала были устья не занятых льдом боковых долин, присклоновые понижения за крутыми поворотами долины и всякого рода распадки в склонах бортов долин. Здесь накапливались осадки различных транспортирующих агентов: собственного водотока (в устьях долин притоков), временных бурных наледниковых водотоков, склонового смыва и непосредственно ледника. Количественным соотношением отложений этих агентов и определяется характер разреза в каждом конкретном месте.

8. Сброс воды из ледниково-подпрудных озер, дополнявшийся и усиливавшийся сезонными талыми водами, уже с самого начала деградации оледенения не позволял накапливаться отложениям не только береговых, но и конечных морен. Они не успевали сформироваться из-за размыва и переотложения материала, крупные обломки погребались в толще галечника вблизи края отступающего ледника. Концентрацией большого количества эрратических валунов и глыб объемом до нескольких десятков м³ (рис. 26, 27) на отдельных участках долин Катуни и Чуй фиксированы пункты кратковременных подвижек или стационирования концов ледников.

9. Различия в мощности отложений в центральной части долины и

Рис. 26. Концентрация эрратических валунов и глыб на поверхности 60-метровой террасы Катуни ниже пос. йня

А^*«

Рис. 27. Размеры отдельных эрратических глыб на 60-метровой террасе Катуни ниже пос. йня

у ее бортов предопределены были уже самими особенностями формирования толщи: вдоль бортов за отступающим ледником оставались отложения, накапливавшиеся по типу камовых террас, а днище долины выстилалось основной мореной и флювиогляциальными отложениями. Это и обусловило вложенность последних. Их формирование носило характер регрессивно наращивающихся флювиогляциальных конусов, т.е. напоминало процесс образования некоторых типов озов. По мере удаления отступающего ледника они все больше нивелировались за счет переотложения материала рекой, а строение слагающих их осадков усложнялось: в одних местах происходил размыв, срезание флювиогляциальных отложений, а в других местах на них накладывался аллювий (рис. 28). Выделение этих отложений в самостоятельную толщу (сальджарская, по Ефимцеву, чуйская, по Богачкину) может быть лишь условным, так как по времени образования они, по-существу, не отделимы от отложений прибортовых камовых террас.

На участках размыва флювиогляциальных отложений аллювий маломощный и представлен грубообломочным материалом, преимущественно вымытым из флювиогляциальных отложений. Некоторые участки размыва флювиогляциальных отложений фиксированы полями концентрации валунно-глыбового материала на поверхности комплекса низких террас. В смежных понижениях прежнего рельефа аллювий погребал флю-виогляциальные отложения. Характер слоистости здесь зависит от условий аккумуляции.

На каждом участке долин Чуй и Катуни с высокими террасами можно наблюдать, что' валунные галечники верхнего конца высоких террас сменяются вниз по долинам гравийно-дресвяными и песчаными отложениями. Иными словами, во всех случаях наблюдается постепенное, хотя и на коротком расстоянии, замещение осадков. В вертикальном разрезе толщи близ верхних концов высоких террас гра-вийно-песчаная фракция участвует лишь в качестве заполнителя ва-

Рис. 28. Схема формирования камовой террасы в процессе сокращения ледника. 1,2,3 - этапы сокращения ледника

лунных галечников, крупность которых вверх по разрезу уменьшается, а сортированноеть улучшается. У нижних концов высоких террас в разрезе решительно преобладает уже гравийно-песчаный материал. Здесь только в основании разреза вскрываются галечники (рис. 29). Текстурные особенности гравийно-песчаных отложений весьма разнообразны, хотя в общем можно отметить повсеместно наблюдающуюся резкую фациальную смену осадков по разрезу и измельчение материала от гравия внизу до мелкозернистого песка вверху. Все отмеченное с незначительными отклонениями повторяется на каждом участке и свидетельствует об изолированном формировании наблюдающихся ныне террас в существенно сходных условиях осадконакоп-ления. Иначе не объяснимы такие закономерности изменения в отложениях террас при переходе от одного участка долины к другому. Но изолированное накопление осадков большой мощности в приборто-вых частях долины возможно было только в условиях занятости долины льдом, т.е. как камовых террас.

По наблюдениям в долинах Чуй, Катуни и Бии, морфолитологические признаки камовых террас заключаются в следующем:

1. это наиболее высокие прерывистые аккумулятивные образования, приуроченные к устьям боковых долин и распадкам в коренных бортах, имеющие достаточно ясно выраженную в поперечном профиле форму вала большей или меньшей ширины; при значительной ширине вершина вала уплощена и осложнена "котлами";

2. высота камовых террас на каждом участке долины обычно заметно снижается вниз по течению, хотя имеют место и случаи снижения террас в противоположном направлении; при переходе от камовых террас одного участка долины к террасам соседнего участка наблюдается резкое изменение их относительного превышения, т.е. конец камовой террасы одного участка имеет иную, в большинстве случаев меньшую, высоту по сравнению с началом камовой террасы

Рис. 29. Схема строения камовой террасы

1. - гравийно-пвсчаныв яснослоистыв отложения;

2. - галвчно-гравийныв нвяонослоистыв отложения;

3. - валунно-галечные нвяонослоистыв отложения;

4. - нвслоистыв отложения основной морены;

5. - направление падения долины

смежного нижележащего участка долины, в результате чего камовые террасы образуют по долине своего рода продольные кулисы, особенно выразительные в правобережье Чуй;

3. как правило, склон ледникового контакта камовых террас осложнен одним или несколькими более мелкими узкими приступками, иногда с разнонаправленным падением относительной высоты; чаще, однако, эти приступки снижаются и выклиниваются в одном направлении - вниз по течению;

4. вниз по течению рек в камовых террасах прослеживается существенное измельчение осадков (в идеальных случаях, как, например, на участке между Иней и Мал.Яломаном в долине Катуни или между Артыбашем и Кебезенем в долине Бии, - от валунных галечников до разнозернистых песков), сопровождающееся в том же направлении улучшением их сортированности; в некоторых боковых долинах отложения камовых террас замещаются озерно-аллювиальными осадками.

Поскольку камовые террасы формируются вдоль краев ледника, прослеживание их распространения в долинах позволяет с достаточной достоверностью реконструировать в этих границах ледниковые языки соответствующей эпохи. Высота камовых террас не отражает максимальной мощности былых ледников, а характеризует лишь критический минимум их толщины, еще обеспечивавший накопление отложений каждой конкретной террасы. Следы ледниковой экзарации и эрратические валуны встречаются на уровнях на 200-250 м выше поверхности камовых террас.

Территориальная прерывистость распространения камовых террас вдоль долины и, особенно, закономерное повторение особенностей морфологии и строения террас при переходе от одного участка долины к другому, отражают, по-видимому, стадиальный характер формирования террас и деградации соответствующего ледника. Такое

предположение согласуется с представлением об образовании участков концентрации валунов и глыб в отложениях низких террас Чуй и Катуни в результате стадиального сокращения ледников [Окишев, 1976 б].

2.3.3. Фяювиогяяциальные террасы По существующим определениям - это террасы на склонах долин горных рек, сложенные продуктами размыва и переотложения наносов главным образом конечных морен. Как отмечается в ряде работ [Краткая географическая энциклопедия, 1964; Сафронов, 1964; Щукин, I960], вверх по долинам каждый ярус флювиогляциальных террас ограничивается определенной, соответствующей ему по возрасту конечной мореной. Так, например, по описанию И.Н.Сафронова (1964), в долине р.Теберды каждая из семи низких террас примыкает к своему конечноморенному валу и выше его по долине не прослеживается. На Алтае попытки увязать террасы с конечными моренами последнего оледенения предпринимались Л.Л.Рагозиным (1942), Я.Н.Ивановским (1953), 6.Б.Поповым (1956), НД.Ефимцевым (1961), В.В.За-моруевым (1962) и др. Основные выводы этих исследований сводятся к тому, что с эпохой последнего оледенения связано формирование только низких террас. 6 отдельных случаях прослежена и сопряженность их с конечными моренами, однако, того строгого соответствия террас количеству конечных морен, как это отмечено в долине Те-берды, на Алтае не установлено. Как за пределами морен максимума позднеплейстоценового оледенения, так и выше по долинам количество террас всегда значительно меньше того количества конечных морен, которые имеются далее вверх по течению [Ивановский, 1967, 1979].

Непосредственно перед фронтом наиболее древней позднепдейсто-ценовой морены достаточно четко выражены две надпойменные поверх-

ности, уступы которых кое-где осложнены второстепенными мелкими террасками. Верхняя надпойменная поверхность сопряжена с дистальним склоном максимальной морены и ею ограничивается. В долинах такая поверхность морфогенетически является второй надпойменной террасой, а в межгорных котловинах ею представлены междуречные пространства, местами с остатками даудированного ледниково-ак-кумулятивного рельефа предшествующего оледенения. У подножья Южно-Чуйского хребта в Чуйской котловине пологосклоннне моренные холмы и гряды С'хвосты" среднеплейстоцвнового оледенения) уходят под крутой дистальний склон позднеплейстоценовых морен Елан-гаша, Ирбисту, Кокузека, Тархаты и обусловливают фестончатость края этих морен: понижениям подстилающей поверхности соответствуют допастевидные выступы, разделяющиеся узкими заливами в морене на месте холмов и гряд.

Вдоль уступов на второй надпойменной поверхности полосой неравномерной ширины прослеживается система ветвящихся сухих русел, начинающихся от выхода рек из пределов позднеплейстоценового оледенения. Далее в глубь междуречий эта поверхность не имеет русловых форм даже в непосредственной близости от фронта морен. При рассмотрении основных морен мы уже отмечали, что по Тархате, Коку зеку и Ирбисту в уступах второй надпойменной поверхности под 2-3-метровнм слоем промытого валунного галечника обнажаются отложения средаеплейстоценовой основной морены. Такое строение характерно дак для участков с системой сухих русел, так и для пространств вне их. Совокупность отмеченных особенностей свидетельствует о том, что вторая надпойменная поверхность в основном была сформирована до позднеплейстоценового оледенения, морены последнего надвинуты на нее. Влияние талых вод позднеплейстоценового оледенения проявилось лишь в частичном преобразовании второй надпойменной поверхности - ее эрозионном расчленении.

Этот вывод подтверждается и изучением обломочного материала. В морене йрбисту (рис. 30) субпараллельно современному речному врезу выработана широкая эрозионная ложбина, прорезающая вал позднбплбйстоцбнового максимума и продолжающаяся далее в отложениях второй надпойменной поверхности. Сравнительный анализ размера валунов и гальки на дне этой эрозионной ложбины, на участках мелкоетруйчатого рельефа, в современной долине и в отложениях, образующих вторую надпойменную поверхность, показал, что лишь на расстоянии первых сотен метров от фронта морены в эрозионных формах можно встретить валуны крупнев тех, которые на таком же расстоянии входят в состав отложений второй надпойменной поверхности.

Валунный галечник, перекрывающий основную морену за пределами позднеплейстоценового оледенения у подножья Южно-Чуйского хребта, накапливался, вероятнее всего, вслед за сокращением края среднеплейстоценовых ледников. Связывать его образование с позд-неплейстоцвновым оледенением нет никаких оснований.

Подобная картина наблюдается и в Курайской котловине. От фронта позднеплейстоценовой морены ледника Тете к северу простирается пологонаклонная поверхность с описанным уже выше грядовым рельефом. Она является второй надпойменной по отношению к одноименной речке. Дистальный склон морены Тете сопровождается пологим переходным шлейфом в 200-300 м ширины, образовавшимся в результате волновой деятельности обширного ледниково-подпрудного озера, но не деятельности талых ледниковых вод.

Со второй надпойменной террасой сопряжены также морены максимума позднеплейстоценовых ледников, оканчивавшихся еще в долинах, не выходивших к подножью гор. Как и в межгорных котловинах, формирование отложений этой террасы предшествовало позднеплвйстоцв-новому оледенению. Правда, отсутствие данных по абсолютному воз-

Рис. 30. Геоморфологическая схема участка долины Ирбисту на выходе реки за пределы морен позднеплвйстоценового оледенения

1. - моренный рельеф максимума позднеплвйстоценового оледенения;

2. - вторая надпойменная (18-20 м) поверхность, образующая междуречные пространства перед фронтом позднеплвйстоценовых морен у подножья Юкно-Чуйского хребта; 3 - первая надпойменная (10-12 м) терраса р.Ирбисту; 4 - пойма (высокая и низкая); 5 - коренные склоны

расту террас в долинах Горного Алтая существенно осложняет решение ряда палеогляциологических проблем, в том числе и соотношения террас с эволюцией оледенения. Поэтому для аргументации высказанных положений воспользуемся геоморфологическим анализом.

Возьмем, к примеру, долину Культы, правого притока р.Катуни. Здесь от мощной конечной морены в районе пос .Маральник до устья, на протяжении 16 км река сопровождается двумя надпойменными террасами. Верхняя, т.е. вторая терраса высотой 12-15 м по выходе в Уймонскую котловину быстро расширяется, особенно в левобережье. У пос.Мульта ее прежде достаточно ровная поверхность становится поперечно-грядовой, а еще далее сочетание гряд образует в плане две обширные лопасти описанной выше ребристой морены. Таким образом, генетически это единая, одноуровенная поверхность, продолжением которой в правобережье Мульты является акчанский участок с грядовым ледниковым микрорельефом. Опускание сюда, до отметок 900 м над уровнем моря, позднеплейстоценовых ледников маловероятно, ибо для этого необходимо было снижение снеговой границы на 1300 м. Трудно объяснить и большую удаленность этих полей ребристой морены от ближайших несомненно позднеплейстоценовых конечных морен в долинах (по Мудьтшской 16 км, по Акчанской 13 км), если бы это были образования одной ледниковой эпохи. В то же время обнажения валунного галечника в уступе второй террасы, литодогичвски однотипного на всем протяжении от устья Мульты до нозднепдейстоцевовой морены у Маральника, служит подтверждением одновозрастности отложений, сформированных до позднеплейсто-ценового оледенения.

Необходимо отметить, что не только близ устьев Мульты и Акча-на дно Уймонской котловины представлено 12-15-метровой поверхностью. Она образует также большую часть дна Уймонской котловины и лишь у подножья Теректинского хребта несколько приподнята.

С этой поверхностью, являющейся второй надпойменной для р.Кату-ни в пределах Уймонской котловины, связаны охарактеризованные выше озы. единство уровней обширных пространств дна котловины отражает общность условий его формирования и служит достаточным доказательством одновозрастности этой поверхности. Но заполнение котловины льдом возможно было только при депрессии снеговой линии не менее 1300 м, что намного превышает расчетные значения депрессии снеговой линии в эпоху позднеплейстоценового оледенения этого района (800-850 м). Учитывая величину депрессии снего-вой линии, необходимую для вторжения ледников в котловину, степень сохранности гдяцигенного рельефа в ней и морфологию приустьевых участков долин горного обрамления котловины, мы считаем, что Уймонский ледоем существовал лишь в среднечетвертичное время и П надпойменная терраса Мульты соответствует периоду деградации среднеплейстоценового ледника.

Продолжением второй террасы Катуни являются вторые надпойменные террасы в долинах Акчана и Курагана. По Акчану эта терраса не доходит до позднвпявйстоценовой морены, обрывается в 1,5-2 км от нее, по-видимому, вследствие размыва талыми водами в очень узкой долине. По Курагану вторая надпойменная терраса, так же как и в долине мульты, подходит к дистальному склону позднепдей-стоценовой конечной морены. Таким образом, в долинах Акчана и Курагана формирование отложений террас, ограниченных конечными моренами, тоже предшествовало позднеплейстоценовому оледенению. С дегляциацией последнего связано лишь образование первой надпойменной террасы и уступа второй террасы.

Примеры, показывающие несоответствие времени формирования морены максимума позднеплейстоценового оледенения и отложений сопряженной с ней террасы, можно привести и по другим районам Алтая.

По Н.А.Вфимцеву (I961), в долинах восточного склона Шапшаль-ского хребта на десятки километров от фронта морен последнего оледенения тянутся соответствующие им по возрасту флювиогляци-альные террасы, сложенные галечником с валунами до 3-4 м в поперечнике. На помещенной в его работе фиг. 43 Гвфимцев, 1961, C.77J показан "участок смыкания флювиогдяциальной террасы с конечной мореной последнего оледенения южнее оз.Кара-Холь, в верховьях Алаша", который, по мнению Н.А.Ефимцева, иллюстрирует переход конечной морены в соответствующую этому оледенению фяювиогяяци-альную террасу. На аэрофотоснимке того же участка (рис. 31) вполне отчетливо видно, что позднеплейстоценовая морена Алашокого ледника надвинута на продолжающуюся ниже по долине террасу, имеющую здесь высоту 50 м. Почти по всей ширине долины фестончатый край морены не испытал воздействия эрозионных процессов, сохранил свою первичную форму. Только у левобережного склона долины морена прорвана рекой и за пределами морены эрозионный врез продолжается в отложениях террасы. Сохранность первичной формы фронта морены не дает никаких оснований для предположения о блуждании мощного водотока, с которым можно было бы связать накопление валуносодержащих отложений сопряженной с мореной террасы.

На этой террасе по диагонали к направлению долины выработано сухое ныне русло, являющееся висячим по отношению к современному речному врезу. Прекращение стока по висячему руслу обусловлено загромождением его мореной позднеплейстоценового ледника, что прекрасно видно на аэроснимке (см. рис. 31). Наличие этого обсох-шего русла, уходящего под морену, является еще одним доказательством наложенное ти морены на террасу, сформированную до продвижения сюда ледника, а разница высот дна сухого и современного русла, составляющая около 20 м, отражает величину вреза со времени максимума позднеплейстоценового оледенения.

г

,.**..

_л.

_"A

Рис. ЗІ. Долина Алала на выходе реки из моренно-щщпрудного

озера Карахоль (фрагмент аэроснимка) I - юашый конец озера Карахоль; 2 - морена позднвнлейстоцено-вого ледника; 3 - валунно-галечная терраса; 4 - сухое русло притока Алаша

Долина Алаша, таким образом, служит одним из ярких примеров того, что отложения террас, сопряженных с мореной максимума позднего плейстоцена, формировались не за счет размыва этой морены. Нельзя также предположить, что для образования террасы материал поставлялся с отступающего ледника, потому что от фронта морены начинается котловина оз.Кара-Холь, которая могла пропускать только взвешенный материал, но отнюдь не валуны и глыбы, которыми нашпигованы отложения террасы.

Конечно, этот принципиально важный вопрос о соотношении террасовых и моренных отложений, а следовательно и условиях формирования флювиогляциальных террас, с наибольшей убедительностью решался бы при изучении разрезов отложений на контакте террасы и морены. К сожалению, ни в рассмотренных случаях, ни в других местах нет соответствующих обнажений. С целью выяснения времени накопления о зерно-аллювиальных песков, слагающих террасы в долине Дуругсу (левый приток Могун-Бурени в Джулукульской котловине) за фронтом позднеплейстоценовой морены, нами был заложен на морене шурф в 50 м от подножья ее крутого дистального склона. На глубине 2,5 м под мореной были вскрыты озерно-аллювиальные пески. Дальше от фронтального склона морены даже в глубоких эрозионных врезах песчаный горизонт обнаружить не удалось. Можно думать, что там песчаные отложения уничтожены ледником, т.е. экза-рационная деятельность наступавшего ледника распространялась почти вплоть до конца ледникового языка. Но может быть, что в тех местах ко времени вторжения ледника песчаные отложения уже были размыты. В данном случав, однако, нас больше интересует время накопления отложений внеледниковой террасы, стратиграфическое соотношение которых с ледниковыми отложениями однозначно свидетельствует о наложенности морены на озерно-аллювиальные пески. На поверхности сложенной иматеррасы только у склона морены

(рис. 32) встречаются валуны, вероятнее всего, скатившиеся с ледника или морены. В сухих эрозионных ложбинах и долинах современных водотоков за пределами морены валунные отложения прослеживаются не далее 200-300 м от края бывшего ледника. Интересно, что и здесь сопряженная с мореной максимума позднеплейстоценово-го оледенения терраса является второй надпойменной (рис. 33).

Все рассмотренные примеры с достаточной очевидностью иллюстрируют неправомерность отнесения к позднему плейстоцену отложений террас, ограниченных наиболее древними позднеплейстоценовыми конечными моренами. Такой вывод напрашивается даже и без анализа возраста террас, по морфологическому взаимоотношению последних с моренами. Везде, где наблюдается сопряженность террас с фронтом морен, бросается в глаза соответствие плановых границ врезов в морене и в террасе, а площадка террасы контактирует непосредственно с крутым нерасчлененным дистальным склоном на всем остальном протяжении фронта конечной морены. Именно этот резкий переход от поверхности террасы к дистальному склону морены исключает фациальное замещение моренных отложений отложениями террасы и, следовательно, исключает и сколько-нибудь существенное значение этого ледника в формировании предморенной террасы.

В узких долинах нередко конечные морены отсутствуют, былое положение края ледника не маркировано в рельефе.и ориентировочно устанавливается вблизи нижнего конца береговых морен. Отсутствие конечных морен обычно объясняют последующим размывом их талыми водами, что в большинстве не соответствует действительности: они и не были сформированы, вероятнее всего, из-за быстрой смены наступання ледника его сокращением. Об этом можно судить по постепенному снижению и выклиниванию береговых морен. В случав размыва конечной морены край береговых морен обрывался бы резко, уступом. Отсутствие конечных морен не может, таким обра-

Рис. 32. Дистальний склон позднеплейстоценовой морены и по-

верхность сопряженной о ним террасы в долине Дуругсу

Разрез по линии А -В

Рис. 33. Соотношение позднеплейстоценовой морены и террас

в долине Дуругсу I - морена; 2 - вторая надпойменная терраса; 3 - первая надпойменная терраса; 4 - пойма; 5 - ледниковые отложения; 6 - озерно-аллюваальные отложения; 7 - валуны

зом, служить достаточным аргументом для обоснования времени и условий формирования флювиогляциальных террас. При анализе лед-никово-аккумулятивных образований стадии ХУЇЇ-ХІХ вв. по резкой смене степени задернованности поверхности и возраста древесной растительности сразу обнаруживается разновозрастность отложений на месте былого окончания ледника и примыкающей террасы.

Изложенный фактический материал, таким образом, не подтверждает существующее представление [Щукин, I960; и др.] о формировании террас, сопряженных с конечными моренами, за счет размыва последних в процессе деградации ледников.

Как было показано на примере Алтая и Западной Тувы, основная часть отложений верхней предморенной террасы сформирована до позднеплейстоценового оледенения. Это в большей иди меньшей степени переработанные реками ледниковые отложения эпохи сокращения среднеплейстоценового оледенения.

В пределы позднеплейстоценового оледенения прослеживается из внеледниковой зоны или одна морфологически простая первая надпойменная терраса, или терраса с серией мелких выклинивающихся приступков незначительной ширины, отражающих, по-видимому, миграцию русла в процессе вреза. В долинах с современным оледенением эта терраса ограничивается восьмой от ледника стадиальной конечной мореной, а в безледниковых долинах - второй или третьей постмаксимальной мореной.

На участках между стадиальными конечными моренами встречается до двух надпойменных террас, отражающих локальные особенности аккумулятивно-эрозионного процесса. Каких-либо общих закономерностей здесь установить не удалось. Можно только отметить, что по геоморфологическому взаимоотношению и ландшафтным признакам на каждом таком участке накопление отложений верхней террасы предшествовало времени образования ограничивающей ее выше по те-

чвяию морены, а при движении вверх по долине такая терраса каждого последующего участка моложе, чем на предыдущем. Суммируя изложенное, можно отметить, что:

- необходимо различать флювиогляциальные отложения дисталь-
ные, накапливающиеся трансгрессивно по типу зандров за пределами
края былого ледника, и флювиогляциальные отложения проксималь
ные, выстилающие бывшее ледниковое ложе в результате переработки
талыми водами материала основной морены, остающегося вслед за
отступающим ледником (рис. 34). Дистадьные флювиогляциальные от
ложения поэтому характеризуются признаками, присущими зандрам.
Проксимальные флювиогляциальные отложения отличаются более гру
бым составом материала, несортированностью, спорадическим вклю
чением крупных валунов и глыб, отсутствием слоистости или ее не
ясной выраженностью. По сравнению с мореной их верхний горизонт
существенно промыт, почти не содержит алевропелитовой фракции.

В ледниковых долинах Алтая более широкое распространение имеют проксимальные флювиогляциальные отложения, в которых и выработаны низкие террасы;

распространение этих отложений соответствует размерам былых ледников, что необходимо учитывать особо при реконструкции до-позднеплейстоценового оледенения. Изучение проксимальных флювио-гляциальных отложений имеет не только чисто палеогляциологичес-кое, но и геологическое значение, в частности, в случав недостаточного палеонтологического и радиологического обоснования стратиграфии четвертичных отложений;

высота проксимальных флювиогляциальных террас в долинах за пределами позднеплейстоценового оледенения показывает, что глубина эрозионного вреза с эпохи деградации среднеплейстоценовых ледников составляет в среднем около 50-60 м. Более глубокие врезы локальны и отражают только местные особенности эрозионного

Рис. 34. Схема формирования дистальних и проксимальных

флювиогляциальных отложений

I - доледниковые аллювиальные отложения; 2 - ледник; 3- дисталь-ные флювиогляциальные отложения; 4 - отложенная морена; 5 - проксимальные флювиогляциальные отложения. А, Б, В, Г, Д, В - этапы морфолитогенеза, связанные с динамикой ледника

процесса (прорыв мощных конечноморенных комплексов, камовых террас, закрывавших боковые долины и т.п.); это не подтверждает представление некоторых исследователей о большим (в несколько сот метров) межледниковом эрозионном врезе.

2.4. Выводы

1. Рассмотренные признаки древнего оледенения неравнозначны по информативности и своему значению в палеогляциологических реконструкциях. Сохранность следов ледниковой экзарации быстро ухудшается от центров к периферии былого оледенения, поэтому ледниково-экзарационные формы могут использоваться в палеогяя-циологических реконструкциях только в качестве дополнительных признаков при анализе размещения ледниково-аккумулятивных и флю-виогяяциалышх образований.

2. Анализ материалов полевых исследований на Алтае и публикаций по другим горно-ледниковым областям показывает, что конечные морены распространены только в пределах позднеплейстоцвнового оледенения и максимальные размеры позднеплейстоценовых ледников в долинах и межгорных котловинах маркированы в большинстве случаев хорошо выраженным в рельефе конечно-моренным комплексом. Конечные морены наиболее информативны и в аспекте постмаксимальной эволюции позднеплейстоцвнового оледенения. Являясь следствием некоторого динамического равновесия в положении концов ледников, конечные морены маркируют определенные этапы деградации оледенения. Кроме того, конечные морены

своей морфологией и строением отражают индивидуальные особенности реакции различных по морфологии ледников на общие изменения климатических условий;

обеспечивают возможность количественной оценки изменений высоты снеговой границы - важнейшего гляциоклиматического показа-

теля;

- в ряде случаев содержат материал, пригодный для радиоуглеродного датирования отложений и реконструкции хронологии гляци-ального процесса.

3. Отложения основной морены обнажены преимущественно за пределами позднвплвйстоцвяового оледенения, поэтому исследования литологии и распространения основной морены наиболее важны для реконструкции среднеплейстоценового (максимального) оледенения, геоморфологические следы которого в большинстве случаев не сохранились. 6 изученных обнажениях представлена главным образом фация монолитной основной морены с текстурами пластического течения льда, реже встречаются отложения чешуйчатой основной морены. 6 Чуйской и Уймонской межгорных котловинах представлена особая фация чешуйчатой основной морены среднеплейстоценового оледенения - ребристая морена.

4. Установлено, что высокие аккумулятивные террасы в долинах основных рек Алтая - Бии, Чуй, Катуни - являются камовыми, формировавшимися в период деградации среднеплейстоценового оледенения в результате стока больших масс талых вод по поверхности пологих ледниковых языков, на большом протяжении заполнявших долины. Эти камовые террасы - важный геоморфологический признак для реконструкции оледенения. Их распространение маркирует пределы опускания ледников по долинам, а морфология террас отражает некоторые особенности процесса сокращения ледников.

В эпоху позднеплейстоценового оледенения условия для образования камовых террас возникали крайне редко в связи с меньшими размерами ледников.

5. Геоморфологическими наблюдениями на Алтае не подтверждает
ся представление некоторых исследователей о широком распростране
нии флювиогляциальных отложений и сложенных ими террас далеко

за пределами былого оледенения. Флювиогляциальные переходные конусы, сложенные валунным галечником, выклиниваются уже на удалении нескольких сот метров от дистального склона морен. Прослеживающиеся на многие десятки километров от границ позднеплейсто-ценовых ледников несортированные отложения с крупными эрратическими валунами и глыбами являются частично переработанной водотоками основной мореной среднеплейстоценового оледенения.

Похожие диссертации на Коммуникативно-прагматическая специфика судебного дискурса

Регулятивная специфика дискурса защиты в рамках институционального пространства судопроизводстваЖелтова Оксана Викторовна

Субъектный принцип формирования социокультурной специфики дискурсаДУБРОВСКАЯ Ольга Георгиевна

Структурно-семантическая и функциональная специфика аббревиатур компьютерного дискурсаХуснуллина, Юлия Арсеновна

Языковая специфика аналитической разновидности дискурса масс-медиа : на материале статей на русском и английском языкахКардумян, Милена Сергеевна

Национальная специфика англоязычного неинституционального побудительного дискурсаАносян, Марина Юрьевна

Предвыборный дискурс: жанровое своеобразие и специфика языкового воплощения : на материале текстов предвыборных кампаний 2008 года в России и СШАХалатян, Анжела Бориковна

ДИСКУРС ПРЕДМЕТНОЙ ОБЛАСТИ "СТОМАТОЛОГИЯ": МОДЕЛИРОВАНИЕ НАУЧНОЙ ИНФОРМАЦИИ И СПЕЦИФИКА ТЕРМИНОЛОГИЧЕСКОГО ПРОСТРАНСТВАБОРИСЕНКО Ирина Александровна

Коммуникативно-прагматическая специфика эвфемизации и дисфемизации в газетно-публицистическом экономическом дискурсеСидельникова Екатерина Алексеевна

Специфика функционирования метафоры в индивидуальном лексиконеЗубкова Ольга Станиславовна