Paleogeography of the last glaciation of the mountain frame of the Mui Depression (Northern Transbaikalia).pdf Краткая история изучения и постановка проблемы Район исследования охватывает территорию листа О-50-В Северного Забайкалья в среднем течении р. Витим (рис. 1). Следы древних оледенений в Забайкалье и Прибайкалье установлены П.А. Кропоткиным во второй половине XIX в. [Кропоткин, 1867]. Он был первым исследователем Восточной Сибири, высказавшим мнение о широком развитии покровного оледенения. Согласно его докладу в «Британской ассоциации поощрения наук», высоты с абсолютными отметками свыше 900 м подвергались оледенению как в Сибири, так и в соседней Монголии [Kropotkin, 1894]. В дальнейшем упоминания о признаках оледенения в этом районе, а также описание следов экзарацион-ной и аккумулятивной деятельности ледников четвертичного периода встречаются в публикациях многих исследователей Прибайкалья и Забайкалья [Обручев, 1929; 1938; Думитрашко, 1952; Галкин, 1961 и др.]. В.А. Обручевым в 1929 г. составлена первая стратиграфическая схема четвертичных отложений Прибайкалья и Забайкалья. Она на многие годы являлась основной и оставалась базовой при совершенствовании ее последующими исследованиями. В предложенной схеме выделены ледниковые образования первой (максимальной) эпохи оледенения (QII) и ледниковые образования второй эпохи оледенения (QIII). В третьем томе монографии «Геология Сибири», изданном в 1938 г., обращает на себя внимание иллюстрация «Карта максимального оледенения Сибири», на которой все горные сооружения вокруг Байкала находятся под ледниковыми щитами горно-покровного оледенения. И это при превалирующем на то время мнении климатологов и геологов о невозможности развития покровных оледенений в Сибири из-за малого количества твердых осадков и резко континентального климата [Воейков, 1881; Суслов, 1954]. Отрицалась даже возможность формирования горно-долинных ледников Байкало-Станового нагорья [Мейстер, 1910]. Вывод о значительных масштабах древних оледенений доминировал и в последующих работах В. А. Обручева. Аналогичных взглядов придерживаются многие исследователи, несмотря на принципиальные отличия во взглядах как на возрастные, так и генетические составляющие стратиграфических уровней предложенной схемы расчленения четвертичных отложений. © Еникеев Ф.И., 2018 DOI: 10.17223/25421379/8/6 Впоследствии специалистами различных научных и производственных подразделений составлены многочисленные региональные стратиграфические схемы, которые отличались от первой последовательно возрастающей детальностью расчленения неоген-четвертичных отложений [Корнутова, Хоти-на, 1967; Равский, 1972; Стратиграфия... 1976; 1981; Кардинальное изменение взглядов на количество и масштаб оледенений Прибайкалья и Забайкалья возникло после опубликования материалов исследования четвертичных отложений Прибайкалья с использованием радиоуглеродного датирования. Необходимо иметь в виду, что к этому времени на юге Восточной Сибири, включая Забайкалье и Прибайкалье, два конечно-моренных комплекса, отчетливо выраженные в рельефе, увязывались с оледенениями в среднем и верхнем плейстоцене (QII и QIII). На этом основывалось стратиграфическое расчленение четвертичных отложений при проведении геолого-съемочных работ специалистами геологических управлений Иркутской, Читинской областей и Бурятской автономной республики, а также Всесоюзного аэрогеологического треста Мингео СССР. На всех изданных по этой территории геологических картах среднего и мелкого масштаба показаны ледниковые отложения среднего и верхнего плейстоцена. Радиоуглеродные даты, полученные из межледниковых горизонтов в долинах рек Тыя, Фролиха, Рель, показали, что эти два ледниковых горизонта относятся к оледенениям только позднего неоплейстоцена (муруктинское - QIII2 и сартанское - QIII4) [Мац, Покатилов, 1976]. Также из древесного материала межледниковых отложений Чарской впадины в интервале 41,1-73 м, вскрытых скважиной глубиной 1 180 м, Х. А. Арслановым определена радиоуглеродная дата 38 210+870 лет (ЛУ 977) [Еникеев, 1986]. В дальнейшем огромное количество радиоуглеродных дат подтвердили, что последнее оледенение охватывало значительные части горных сооружений Байкало-Станового нагорья [Кривоногов, 2010]. Современные исследования с целью определения абсолютного возраста ледниковых валунов методом оптически стимулированной люминесценции (OSL) и космогенных изотопов 10Ве проводились зарубежными специалистами на конечной морене ледника Сыгыкта (район оз. Орон) и в 10 пунктах Чарской впадины. Полученные даты легли в интервале 10,0±0,8 - 22,8±1,4 тыс. лет [Margold et al., 2016; 2018]. Эти данные дополнительно подтвердили выполненные ранее палеогеографические реконструкции [Еникеев, 1986; 2006]. Ледник в долине р. Сыгыкта в максимальную фазу сартанского оледенения имел протяженность до 150 км. Тем не менее до настоящего времени не ослабевает дискуссия о сроках последнего оледенения, количестве ледниковых периодов и, главным образом, масштабах каждого из них. В частности, некоторые испытатели природы отрицают возможность выдвижения ледников Хамар-Дабана на побережье Байкала [Ивановский, 2006]. Одним из последних сообщений по проблемам гляциологии, рассматривающих характер последнего оледенения в хребтах Прибайкалья, являются работы Э.Ю. Осипова с коллективом специалистов [Осипов, Грачев, Мац, 2003; Osipov, Khlystov, 2010]. Несмотря на итоговый характер решения проблемы сартанского оледенения Байкальской рифтовой зоны, следует согласиться с утверждением Е.Е. Кононова, что «в многочисленных публикациях описано большое разнообразие ледниковых форм рельефа и ледниковых отложений в горном обрамлении Байкала, а также на участках байкальского побережья, но до сих пор нет единого мнения по многим аспектам древних оледенений» [Кононов, 2014, с. 91]. Карасев, 2002 и др.]. В конечном итоге многолетни- четыре эпохи оледенений в Прибайкалье и Забайка-ми исследованиями установлены, а Межведомствен- лье. Стратиграфическая схема опубликована в ным стратиграфическим совещанием утверждены [Стратиграфия СССР, 1984]. Рис. 1. Область исследования, лист О-50-В Хребты: 1 - Кодар, 2 - Северо-Муйский, 3 -Делюн-Уранский, 4 - Южно-Муйский, 5 - Аглан-Ян Fig. 1. Area under investigation Ridges: 1 - Kodar, 2 - Severo-Muyskiy, 3 - Delyun-Uranskiy, 4 - Yuzhno-Muyskiy, 5 - Aglan-Yan Цель данного исследования - построение палеогеографической карты максимальной фазы последнего в позднем плейстоцене оледенения горного обрамления Муйской впадины, основанное главным образом на методах дистанционного выявления и латеральной интерполяции ледниковых форм рельефа с последующим геоморфологическим анализом. Использованы также публикации о морфо- и геохронологии, результатах научно-практических исследований и материалы геологического картирования. Методы и способы исследования Время оледенения. Каждая палеогляциологиче-ская реконструкция базируется не только на определении пространственных параметров оледенения, но и на выяснении хронологических рамок. Традиционная хронология основана на взаимоотношениях ледниковых образований с перигляциальными и межледниковыми отложениями, а также на методах абсолютного датирования. При использовании дистанционных методов исследований доминантное значение приобретает анализ степени сохранности микро- и мезоформ гляциального рельефа, находящихся под интенсивным воздействием денудационных процессов послеледниковья. Горные хребты и их отроги на территории листа О-50-В изобилуют формами рельефа ледниковой генерации, главными из которых являются кары. Принадлежность кара к последнему оледенению определяется в основном по трем морфологическим признакам. Это «свежесть» нивационных и экзара-ционных форм, наличие карового озера и / или современного каменного глетчера. В условиях максимального склонового транзита продуктов выветривания в крутосклонном, глубоком и крайне ограниченном пространстве сохранность карового, как правило, небольшого озера свидетельствует об его возникновении в недалеком прошлом. Наличие каменного глетчера, который даже в современных условиях при незначительном понижении климатической снеговой границы может преобразоваться в каровый ледник, также свидетельствует о происхождении или модификации кара в период последнего криохрона. Аналогичную динамику криогенно-гляциальных процессов можно наблюдать в районах современного оледенения на хребте Кодар при анализе разновысот-ных ледниковых цирков [Еникеев, Старышко, 2014; Еникеев, 2017]. Таким образом, выделение высотного каменно-глетчерового пояса в вертикальной поясности горных систем позволяет определить принадлежность кара к ледникам последнего глобального похолодания в конце неоплейстоцена. В области абляции небольшие озера типа «ласточкино гнездо», приуроченные к крутым склонам ледниковых долин и подпруженные береговым валом, сохранились в первозданном виде, хотя находятся под интенсивным воздействием склоновых процессов. На севере Забайкалья по наблюдениям в области муруктинского оледенения (МИС 4) озера, подвешенные береговыми моренными грядами на склонах ледниковых долин, встречаются крайне редко и только на пологих склонах. Многие компенсированы осадками или дренированы. Эти сведения в комплексе с другими признаками дают возможность возрастной оценки оледенения. Морфохронологическим критерием оценки возраста ледниковых образований является порядок краевых и конечных образований от самого молодого, расположенного наиболее близкого к центру оледенения, до самых удаленных и, естественно, более древних. Исходной (нулевой) точкой отсчета древних оледенений Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) являются районы современного оледенения Байкало-Станового нагорья. Многочисленные радиоуглеродные и термолюминесцентные даты, полученные из различных фа-циальных отложений коррелятных моренам во всех морфоструктурных подразделениях БРЗ, однозначно свидетельствуют о сартанском (МИС 2) возрасте последнего оледенения Прибайкалья и Забайкалья [Мац, Покатилов, 1976; Еникеев, 1986; Колман и др., 1993; Инешин, 2003; Кривоногов, 2010]. Этот же возраст конечных морен подтвержден методами оптически стимулированной люминесценции (OSL) и космогенных изотопов 10Be [Margold et al., 2016]. Выявление ритмических климатических колебаний, определивших динамику растительных сообществ юга Восточной Сибири, основано на результатах спорово-пыльцевого анализа керна параметрических скважин во впадинах БРЗ [Безрукова и др., 1999; Еникеев, Старышко, 2009]. Крупно- и средне-периодные изменения климата различной продолжительности, установленные палинологией, позволяют соотнести последнее оледенение Прибайкалья и Забайкалья с глубоким похолоданием в конце позднего неоплейстоцена. Воссоздание ледника. Основой реставрации былого оледенения является выявление морфологически выраженных следов деструктивного и аккумулятивного воздействия ледников на доледниковый рельеф [Щукин, 1960; Райс, 1980; Еникеев, Старышко, 2009]. В области питания ледника экзарационная деятельность ледовых масс отчетливо проявилась созданием мезо- и микроформ рельефа: кары, троги, курчавые скалы, «бараньи лбы», нунатаки, рвы, желоба, выемки, борозды сглаживания, пришлифованные коренные склоны, конфлюэнтные ступени, висячие троги на участках перетока льда в соседние долины, плечи трога и др. Для восстановления горного ледника и определения уровня заполнения долины льдом абсолютные отметки большинства экзарационных форм используются по формуле «не ниже». Наиболее близко совпадают с поверхностью реставрируемого ледника продольная граница между нивационной и экзара-ционной частями склона трога (плечо), а также верхняя граница пришлифовки коренного склона. Достоверной и практически контролирующей поверхность ледника является борозда сглаживания, часто выраженная в виде границы между пришлифованным склоном и нависающим над ним или даже имеющим обратный уклон скалистым обвально-осыпным (нивационным) бортом ледниковой долины. Довольно близко совпадает с поверхностью льда былого магистрального ледника высотная отметка дна висячего бортового кара, не имеющего троговой составляющей. Достаточно надежно определяется ледниковая поверхность в высоких седловинах, по которым осуществлялся переток льда переметного или сетчатого ледника минимальной мощности. В области абляции протяженные аккумулятивные гряды контролируют положение поверхности ледника в долинах. Они довольно часто несут информацию, отвечающую понятию «отпечаток ледника». Это главным образом береговые и контурные морены. Кардинальное отличие береговой и боковой морены связано с условиями формирования. Боковая субгляциальная морена возникает в результате воздействия ледника на доледниковые отложения склона долины и чаще всего на коренной склон. После деградации материал боковой морены оползает на дно трога, формируя валоподобные скопления обломочного материала (мерзлотный крип), или залегает относительно маломощным слоем на пологих склонах ледниковых долин. Текстура, структура и состав ее практически не отличаются от основной (донной) морены. Береговая морена - образование абляционной природы и формируется на границе склона с ледником, имеющим в области таяния выпуклую поверхность. Аккумуляция терригенного материала, поступающего с тающего ледника, воздействие талых вод и маргинального потока существенно изменяют вещественный и качественный состав морены. Обломочный материал, как правило, окатанный и в значительной степени промыт от мелкой и тонкой фракции. Кроме того важным показателем является полное отсутствие гляциодинамических структур, характерных для субгляциальной морены. После деградации оледенения отложения береговых морен приобретают облик узкой и протяженной гряды, контролирующей былое положение края ледника. В силу своего генезиса нагорный (проксимальный) конец аккумулятивной гряды располагается на границе области питания и абляции ледника и отражает высотное положение орографической снеговой линии, если на этом участке крутизна склона меньше угла естественного откоса. Грядово- и буг-ристо-западинный рельеф конечно-моренного комплекса, довольно часто подчеркнутого контурным валом, разительно отличается от морфологии окружающей территории и не представляет сложности в идентификации при дешифрировании аэрофото- и космических снимков. Конечные и краевые образования служат основным показателем максимального продвижения ледника в перигляциальную зону. В пределах глубоко и резко расчлененного рельефа при больших уклонах тальвега долин сохранность конечных морен минимальна или вовсе исключена. В этих условиях для определения высоты снеговой границы и масштабов оледенений особую ценность представляют соседние распадки и долины, где в той или иной мере присутствуют элементы краевых и конечных форм приемлемой сохранности. Это позволяет в рассматриваемой ландшафтной зоне интерполировать возможное положение конца былого ледника, исходя из ситуации в сопредельных долинах. В перигляциальной зоне важным источником реставрации палеогеографических особенностей и определения некоторых параметров ледниковых языков имеют эрозионные формы: ярусные и эпигенетические долины, спиллвеи, омоложенные участки склонов, возникшие в результате воздействия маргинального потока и при стоке из озер, подпруженных ледниками, и т.д. [Еникеев, Старышко, 2009]. Определение положения палеоснеговой границы. Для восстановления общей картины оледенения необходимо определение высотного положения древней снеговой границы (линии). Она очерчивает область питания ледника, сообразно которой осуществляется пространственная и коррелятивная связь разновозрастных ледниковых образований как с гляциальной обстановкой в сопредельных долинах, так и с разобщенными в пространстве положительными морфоструктурами (хребты, горные узлы, мо-надноки). Устанавливается путем последовательного приближения сверху по наблюдениям минимальных высот гор, гольцов, монадноков и других компактных положительных морфоструктур, на вершинах которых только наметились деструктивные следы ледничков - так называемый метод вершин, или метод Партча и Брюкнера. Цепочка ледниковых мини-каров и нивационных воронкообразных расширений, приуроченная к периферийным частям ундулирую-щих хребтов и их отрогов, отчетливо подчеркивает высоту снеговой границы. К прямым признакам, позволяющим восстановить высоту орографической снеговой границы, относится положение нагорного конца гряды береговой морены на склоне ледниковой долины. Согласно условиям формирования аккумулятивной гряды, ее проксимальный конец напрямую связан с линией, разделяющей области питания и абляции ледника, и отвечает высотному положению его фирно-ледяной границы. На этом уровне меняется морфология поверхности ледника -от вогнутой в области питания к выпуклой в области абляции. Принципиальным является выяснение величины глобальной, региональной и локальной депрессии снеговой границы, обусловленной как климатическими факторами, так и орографией горных сооружений, высотами их водоразделов и фронтальных уступов, а также ориентацией в пространстве и экспозицией склона [Еникеев, 2006]. Количественные показатели параметров оледенения и высотного положения снеговой границы в абсолютных отметках устанавливаются по долинам и распадкам, где наблюдаются наиболее сохранившиеся и яркие следы деструктивной и аккумулятивной деятельности ледников. Типоморфные (опорные) ледники выявляются по возможности во всех основных ландшафтных подразделениях, что обеспечивает их равномерное распределение по площади оледенения. Процесс восстановления ледников по абсолютным отметкам деструктивных и аккумулятивных следов требует использования топографических карт, аэрофото- и космических снимков крупных и средних масштабов в зависимости от размеров объекта гляциальной морфологии и степени его детализации. Палеогеографические построения существенно облегчаются при использовании компьютерных программ Google Earth Pro и SAS.Planet.Release, позволяющих работать в системе 3D с различной разрешающей способностью космоснимков и с любой детальностью горизонтального сечения рельефа. В связи с большой площадью рассматриваемых территорий окончательная генерализация первичного материала проведена на топооснове масштаба 1:500 000. Результаты исследования Конечным результатом исследования является построение палеогеографической карты сартанского оледенения горного обрамления Муйской впадины. В пределах хребтов Кодар, Северо-Муйский, Делюн-Уранский, Южно-Муйский, Аглан-Ян и разобщенных горных массивов из многих проявлений ледниковой деятельности, выраженных экзарационными и аккумулятивными формами рельефа, определены 25 опорных участков, на которых реставрация ледника не представляет сложности (таблица, рис. 2). Типовые ледники характеризовали специфику гля-циальной ситуации в связи с особенностями климата и орографии в долинах, на водоразделах различных порядков и их склонах (таблица). Типоморфные ледники сартанского оледенения горного обрамления Муйской впадины Typomorphic glaciers of the Sartan glaciation of the mountain framing of the Mui depression Гляциоформьг Аккумулятивные +++ +++ +++ +++ +++ +++ +++ +++ № Местоположение Абсолютные отметки, м Ледник* Координаты Водораздел Головной кар Конец ледника Снеговая линия Правая Черная (р. Витим) 57°41'05" с.ш. 116°42'04" в.д. 1 764 переметный 980 1 300-1 400 Кипятная (р. Витим) 57°34'41" с.ш. 116°43'05" в.д. 1 813 переметный 500 1 300-1 400 Лабазный 57°12'06" с.ш. 2 103 1 610 490 1 300-1 400 (р. Витим) 116°35'41" в.д. озеро, к.г. Жуя (вершина долины) 57°52'30" с.ш. 115°58'12" в.д. 1 690 переметный 1 050 1 200-1 300 Бутуя Маскит (р. Прав. Мамакан) 57°12'13" с.ш. 114°51'55" в.д. 1 810 переметный 1 190 1 200-1 300 Тельмама 57°23'15" с.ш. 1 836 1 580 850 1 200-1 300 (р. Мамакан) 114°31'45" в.д. озеро, к. г. Нерпинка (р. Витим) 57°17'42" с.ш. 116°05'28" в.д. 1 845 1 400 озеро, к. г. 1 000 1 300-1 400 Орловка (р. Нерпинка) 57°11'45" с.ш. 115°34'59" в.д. 1 850 переметный 720 1 400 Экзараци-онные ++ +++ +++ +++ ++ +++ +++ +++ Местоположение Абсолютные отметки, м Гляциоформы** № Ледник* Координаты Водораздел Головной кар Конец ледника Снеговая линия Экзараци-онные Аккумулятивные 9 Падора 56°59'51" с.ш. 2 062 1 570 700 1 400 +++ +++ (р. Витим) 115°37'24" в.д. озеро, к.г. 10 Безымянный 57°14'33" с.ш. 1 865 1 520 890 1 300-1 400 +++ +++ (р. Прав. Мамакан) 114°10'29" в.д. озеро, к.г. 11 Якра 57°03'15" с.ш. 1 730 1 390 1 120 1 300-1 400 +++ +++ (р. Прав. Мамакан) 114°34'18" в.д. озеро 12 Дяля 56°49'33" с.ш. 1 974 1 780 1 030 1 400-1 500 +++ ++ (р. Ср. Мамакан) 114°24'57" в.д. озеро 13 Бол. Кочё 56°48'39" с.ш. 2 273 1 700 910 1 400-1 500 +++ +++ (р. Янгуда) 115°18'08" в.д. к. г. 14 Парама 56°41'10" с.ш. 2 138 1 750 1 000 1 500 +++ +++ (р. Витим) 114°51'21" в.д. озеро, к.г. 15 Сунуёкит 56°33'20" с.ш. 2 437 1 900 900 1 500-1 600 +++ +++ (р. Ирбо) 114°10'23" в.д. озеро, к.г. 16 Безымянный 57°04'13" с.ш. 1 850 1 550 1 040 1 400 +++ +++ (оз. Орон) 116°25'44" в.д. к. г. 17 Чипокто 56°32'04" с.ш. 2 255 1 130 1 700 (р. Сюльбан) 116°43'47" в.д. переметный + +++ 18 Безымянный 56°49'06" с.ш 1 912 1 500 1 150 1 400 +_+ +_+ (р. Таллай) 115°47'09" в.д. к. г. 19 Безымянный 56°43'06" с.ш. 1 959 1 650 1 310 1 500 +++ ++ (р. Витим) 115°40'57" в.д. 20 Каменный 56°37'50" с.ш. 1 989 1 730 1 230 1 500-1 600 ++ + (р. Витим) 115°43'41" в.д. 21 Делинда 56°08'06" с.ш. 2 214 2 020 1 130 1 700 +++ ++ (р. Муя) 114°04'32" в.д. 22 Мудирикан 56°06'39" с.ш. 2 100 1 660 1 330 1 700 ++ ++ (р. Муя) 114°40'28" в.д. 23 Стрелка 56°07'38" с.ш. 2 134 1 530 1 080 1 600-1 700 ++ ++ (р. Тулдунь) 115°24'13" в.д. 24 Безымянный 56°11'18" с.ш. 1 943 1 600 1 100 1 600-1 700 ++ ++ (р. Таксимо) 115°55'32" в.д. к.г. 25 Безымянный 56°05'51" с.ш. 2 150 1 830 1 260 1 700 ++ ++ (р. Тундак) 116°45'15" в.д. Примечание: * - название палеоледника по наименованию долины, горы и других географических объектов; ** - полуколичественная оценка сохранности ледниковых форм рельефа: + - приемлемое (отдельные пункты); ++ - достаточное (разобщенная последовательность объектов); +++ - максимальное («отпечаток» ледника); к.г. - каменный глетчер. Note: * - the name of the paleo-glacier by name of the valley, mountains and other geographical objects; ** - semi-quantitative assessment of the preservation of glacial landforms: + - acceptable (individual items); ++ - sufficient (disconnected sequence of objects); +++ - maximum ("imprint" of the glacier); к.г. - stone glacier. Учитывая, что на рассматриваемой территории кары последнего оледенения распределены в широком диапазоне высот как в меридиональном, так и широтном направлениях (от 1 100 до 2 150 м над уровнем моря), для получения общей картины оледенения становится необходимым выяснение характера нижней границы хионосферы в эпоху последнего глобального похолодания (см. рис. 2). В максимальную фазу последнего оледенения линия пересечения нижней границы хионосферы с рельефом оконтурила площади, имеющие положительный баланс твердых атмосферных осадков. Устойчивый снеговой покров определял области питания ледников. За пределами горных сооружений изолинии климатической (теоретической) снеговой границы восстановлены с использованием материалов исследования сопредельных территорий [Еникеев, 2006]. Особенности климата, орографии и разнообразная экспозиция склонов водоразделов определили своеобразное поведение нижней границы хионосфе-ры (рис. 2). В региональном плане отмечается ее повышение от 1 200 м над уровнем моря в северозападной части территории до 1 800 м в юго-восточной. В том же направлении увеличиваются высоты горных сооружений от 1 000-1 200 до 2 5002 700 м. Опережающий рост высоты местности по сравнению с повышением снеговой границы обусловил резкое увеличение области питания. Она охватила весь хребет Кодар и его отроги (рис. 3). Современные знания о климате Забайкалья, сложившиеся в 1960-1970-е гг., свидетельствуют, что фактическое количество осадков, рассчитанное по вертикальному градиенту от предгорных метеостанций, на высотах 2 500-2 600 м составляет 800-1 000 мм/год. Из них более половины - ниже 0°С на этой высоте продолжается 10 месяцев твердые, так как период с температурой воздуха в году. Рис. 2. Снеговая граница сартанского оледенения в среднем течении р. Витим (лист О-50-В) 1 - Изохион, цифра - абс. отметка, м; 2 - место и номер типоморфного ледника (см. таблицу) Fig. 2. Sartan glaciation snow line in middle course Vitim River. 1 - Isochions, numeral - absolute point, m; 2 - Location and number of the typomorphic glacier (see table) Рис. 3. Палеогеографическая карта сартанского оледенения горного обрамления Муйской впадины 1 - ледник и изолинии поверхности ледника кратные 100: а - изолинии в области питания; б - в области абляции; в - фирновая линия; 2 - область питания; 3 - снежник; 4 - ледниково-подпрудное озеро палеоВитим; 5 - подпрудные озера; 6 - сток из под-прудных озер Fig. 3. Paleogeographical map of the Sartan glaciation of the Mountain frame of the Mui depression 1 - Glacier and character of glacier surface isoline have a multiplicity of 100: а - ablation area; b - firn edge; c - glacier nourishment area; 2 - Snow patch; 3 - Snow line; 4 - Glacial-dammedlake PaleoVitim; 5 - Ice-damlake; 6 - Water outflow from dammed lakes Очевидно, что и в сартанское время существовала такая закономерность. Депрессия палеоснеговой границы на 1 300-1 500 м и более по сравнению с современной климатической, равной 3 100 м, и продолжительный период с отрицательной среднегодовой температурой воздуха приводили к существенному увеличению снегового питания [Еникеев, Ста-рышко, 2009]. На это указывают и характер оледенения, преимущественно сетчатый, и размеры ледников - до 150 км длиной (долина р. Сыгыкта). В северо-западном направлении оледенением были охвачены разобщенные горные сооружения, превышающие высоту снеговой границы. На самых северных окраинах, где высота гор соизмерима с высотой снеговой границы, оледенение привело к формированию небольших карово-долинных, каровых ледников при преимущественном распространении снежников в ложбинах вершинного пояса гор (рис. 3). В частности, на горном массиве (г. 1 482 м) по правобережью Витима (междуречье Синюга -Энгажимо) возник изолированный район оледенения (рис. 1, 3). Снеговая граница проходила на высоте 1 200 м (рис. 2). Оледенение проявилось весьма слабо: каровые ледники, снежники в нивационных карах в основном на подветренных склонах восточной экспозиции. Район характеризовался низким положением снеговой границы и слабым питанием твердыми осадками. По этой причине ледники оставили невыразительные аккумулятивные образования, затруднившие выбор опорного ледника для данноого района оледенения. И в настоящее время незначительные снежные накопления концентрируются, в основном, на подветренных склонах, активизируя морозный забой, который придает современную контрастность былым серповидным нивационным карам. О незначительном снегонакоплении в северозападной части территории свидетельствует и развитие криогенных процессов с формированием лестницы нагорных террас (3-4 ступени) на водораздельных вершинах междуречья Бисяги - Витим (г. 1 242 м). Обсуждение Выяснение положения нижней границы хионо-сферы имеет принципиальное значение для латеральной корреляции следов оледенения при составлении палеогеографической карты (см. рис. 3). Повсеместно симбиоз каровых ледников с нива-ционными проявлениями четко трассирует снеговую границу в периферийных частях горных сооружений, а также центры оледенений, имеющие небольшую площадь. При реставрации ледников и анализе высот, на которых установлены снеговые границы, выясняется, что довольно часто фирновая граница на ледниках в глубоких долинах проходит ниже орографической снеговой линии на 100 и более метров. Это обусловлено экспозицией мегасклонов хребтов, «теневым» эффектом расчлененного рельефа и влиянием обширных ледовых масс, выполнявших роль «холодильника», понижающего среднемноголетнюю температуру приземного воздуха. Ярко выраженный экспозиционный фактор, влияющий на положение орографической снеговой границы, можно рассмотреть на примере широтно ориентированного восточного окончания Южно-Муйского хребта по правобережью Витима. Осевая линия крутосклонного хребта от высоты 1 920 м достаточно плавно понижается на восток, к сквозной долине Куанды, до абсолютной отметки 933 м. Весьма слабо разработанные цирки южного более пологого склона со слабыми накоплениями моренного материала прослеживаются в верховьях распадков, ограниченных водоразделами, имеющими отметки свыше 1 700-1 750 м. В то же время на затененном и очень крутом северном склоне типичные кресловидные кары, постепенно теряя признаки совершенства, прослеживаются в восточном направлении до участков, где отметки водораздела понижаются до 1 400 м. Ледники этого склона по крутым и коротким трогообразным ложбинам спускались до уровня подпрудного водоема (860 м). Таким образом, фирновая граница ледников южного склона располагалась на уровне 1 700 м или несколько ниже, а северного - 1 300 м. Величина локальной деформации снеговой границы у крутосклонных хребтов широтной ориентации могла достигать 400 м. В других горных районах экспозиционное влияние на положение орографической границы не превышало 200 м, да и сказывалось оно на достаточно узком пространстве (в пределах конкретного элементарного ландшафта). В высокогорных районах с альпинотипным рельефом, как на хребте Кодар, глубокие долины и высокие борта трогов создавали теневой эффект, способствующий понижению температуры приземного воздуха. Положение фирновой границы оказывалось на 100-200 м ниже орографической. Очевидно, что все детали искривления нижней границы хионосферы, обусловленные локальными причинами, можно показать на палеокартах масштаба 1:200 000 и крупнее. В силу генерализации рельефа на картах масштаба 1:500 000 многие элементы морфоскульптур, характер границ ледников и аномалии в положении снеговых границ, вызванные локальными причинами, показать невозможно. По этой причине на предлагаемой карте изохионы отражают деформации снеговой границы, обусловленные преимущественно региональными причинами. Обращает на себя внимание огромное озеро па-леоВитим, образовавшееся в результате перегораживания ледником Сыгыкта долины р. Витим (рис. 3). Ледовая плотина высотой свыше 647 м над урезом реки и мощностью льда более 830 м (поверхность ледника 1 000 м, уровень озера Орон - 353 м, а его глубина 185 м), перекрыв сток реки на север, привела к образованию ледниково-подпрудного озера, подъем уровня которого стабилизировался на отметке 860 м. На этой высоте открывался канал стока на юг через континентальный водораздел в Амурскую систему рек (р. Нерча). В настоящее время здесь наблюдается спиллвей протяженностью более 10 км с выработанным сухим руслом шириной от 280 до 410 м и реликтовым озерцом Сон. Абразионно-аккумулятивный уровень береговой переработки существовавшего водоема отчетливо прослеживается на северных склонах Южно-Муйского хребта, на склонах былых заливов по долинам рек Сюльбан, Куанда, Намаракит, на склонах горы Шаман (2 347 м) и далее на юг за пределами описываемой территории. Положение долины Сыгыкты от истоков до устья в осевой части хребта Кодар (высоты от 2 000 до 3 100 м) при депрессии снеговой границы в последнее похолодание до 1 500-1 700 м над уровнем моря обеспечивало быстрое формирование ледника и его высокую активность. Об этом свидетельствует также отсутствие в 100-километровом троге Сыгык-та стадиальных морен, когда во всех других ледниковых долинах Северного Забайкалья их количество не менее шести. Вероятно, все они формировались в устьевой части долины и были размыты поверхностным стоком. На это, в частности, указывает бифуркация русла Витима в контуре языкового бассейна, перегруженного рыхлыми отложениями ледникового транзита. Высокие отметки области питания на всей ледосборной площади ледника Сыгыкта задерживали его деградацию в завершающую стадию оледенения. По этой причине продолжительность существования озерных условий в бассейне Витима соизмерима с длительностью эпохи сартанского оледенения. Временной интервал, продолжительностью не менее 14 тыс. лет подтверждается радиоуглеродными определениями возраста органики (пни, щепа, труха) в подошве озерных осадков (24 725±770 лет, СОАН-2979. М.М. Федоров, 1994 г. Росгеолфонд) и возрастом обломка лиственницы из кровли озерных суглинков (10 955±400 лет, ИМ СОАН-97) [Еникеев, Старышко, 2009]. Заключение Использование методов палеогляциологии, родившейся во второй половине прошлого столетия на стыке гляциологии, гляциальной геоморфологии и четвертичной геологии, решает многие проблемы древнего оледенения. Геоморфологический анализ гляциогенных образований, установленных преимущественно дистанционными методами, с использованием материалов геологической съемки масштаба 1:200 000 и результатов исследований горного обрамления Муйской впадины позволили определить депрессию снеговой границы в максимум последнего похолодания на 1 300-1 400 м по отношению к современной климатической. Выявлено изменение кривизны нижней границы хионо-сферы в зависимости от климатических особенностей и физико-географических условий территории и определены площади питания ледников. Реконструированы пространственные границы и параметры ледников в эпоху сартанского оледенения (МИС 2). По морфологии оледенение Северного Прибайкалья - горно-долинное и сетчатое с несколькими участками горно-покровного, приуроченного к уплощенным поверхностям вершинного пояса горных сооружений. Разница между изолиниями поверхности льда и тальвега долины в поперечном разрезе позволяет повсеместно определить мощность ледника, которая может достигать 1 000 м (ледник Сыгыкта). Палеогеографическая карта сартанского оледенения горного обрамления Муйской впадины, в построении которой базовой основой являлась топографическая карта масштаба 1:500 000, показывает, что интенсивному оледенению подверглись в основном хребты южной и юго-восточной территории листа О-50-В.

Скачать электронную версию публикации