Реконструкция «флювиальных катастроф» в горах Южной Сибири и их параметры.pdf Ледниковые эпохи Земли сопровождались регрес- Сокращение гидросети происходило в результате от-сией уровня Мирового океана, так как огромные мае- торжения ледниками вершинных частей речных бас-сы атмосферной влаги концентрировались в ледни- сейнов. Поэтому именно функция последних в фор-ках и практически исключались из годового влагоо- мировании речного стока менялась наиболее суще-борота. Как отмечается многими исследователями, ственно как в процессе эволюции оледенения, так иледниковья характеризовались не только понижени- по сравнению с межледниковым периодом. Анализем летних температур, но и сокращением количества материалов геолого-геоморфологических исследова-выпадавших атмосферных осадков, что объясняется ний в Чуйской и Курайской котловинах, а именно:уменьшением испарения с более холодной поверхно- пределов распространения ледниковых отложенийсти океанов. В связи с расширением площадей оледе- 1-го и 2-го позднеплейстоценовых мегастадиалов, со-нения в высоких широтах и образованием леднико- отношения ледниковых и озерно-ледниковых отложе-вых барьеров на пути высокоширотных влагонесу- ний, особенностей распространения озерных волноп-щих воздушных масс последние смещались в более рибойных террас, речных террас в долине Чуй на уча-низкие широты. Поэтому в горах Южной Сибири, ве- стке между котловинами и ниже Курайской котлови-роятно, не уменьшались годовые суммы атмосферных ны, местоположения грядового рельефа («ряби тече-осадков, хотя происходило существенное изменение ния»), а также имеющихся датировок абсолютногосоотношения доли жидких и твердых осадков в пользу возраста рыхлых отложений позволяют в основныхпоследних. Совместно с более холодным температур- чертах реконструировать процесс заполнения водойным фоном абляционного периода твердые атмосфер- этих межгорных котловин.ные осадки обеспечивали увеличение размеров гор- Как видно из рис. 1 и 2, пределы максимально-ного оледенения. По мере расширения площади оле- го продвижения наиболее крупных ледников в Чуйс-денения Алтая все больше сокращалась не занятая кую котловину маркированы обширными моренны-ледниками поверхность бассейнов водосбора рек, со- ми покровами с четко выраженным крутым дисталь-кращалась длина гидрографической сети [10]. Меня- ным склоном. Ледники Тархаттинский и Ирбистулось соотношение составляющих питания рек, а еле- оканчивались на отметках около 2100 м, Чаганузунс-довательно перестраивался и режим речного стока. кий ледник восточным крылом опускался до высотыРис. 1. Конечно-моренный комплекс ледников: А - Тархатгинского, Б - Чаган-Узунского в максимум позднеплейстоценовогооледенения. Фрагментыснимков SPOT (1996 г.)Рис. 2. Обнажение озерно-ледниковых алепропелитовых осадков в конце эпигенетическогоучастка долины р. Чаган-Узуноколо 1900 м. Фронт морен Тархатгы и Ирбисту име-ет не очень выразительные признаки былого воздей-ствия на них пра-Чуйского озера (не более двух узкихволноприбойных террас в нижней части склона). Затона морене Чаган-узунского ледника волноприбойныетеррасы представлены не только на отложениях по-зднеплейстоценового максимума оледенения, но и напервой постмаксимальной морене. В Курайской кот-ловине серией волноприбойных террас моделировандистальный склон морены позднеилейстоценовогомаксимума ледника Тетё у подножья Северо-Чуйско-го хребта и морены в устьях долин Таджилу и Арто-лук на склоне Курайского хребта.Отмеченный факт относительно хорошей сохранно-сти следов волновой деятельности былых водоемов донастоящего времени свидетельствует о том, что во вре-мя выработки этих террас материал конечной мореныбыл уже не только отложен, но и достаточно уплотнен.Это означает, что в период формирования конечныхморен максимума позднеплейстоценового оледененияозер в котловинах не было или, по крайней мере, еслитаковые уже возникли, их уровень не достигал отметококончания упомянутых ледников (в Чуйской котловине- 1900 м, в Курайской - 1650 м). Об этом свидетель-ствует и другой важный факт: в ущелье Чаган-Узуна запределами фронта позднеплейстоценовых морен лен-точные отложения, представленные двумя пачками, под-стилаются флювиогляциатьными галечниками, которыемогли формироваться только в условиях свободногостока талых вод в начальный период деградации оледе-нения. Этот контакт ленточных и флювиогляциальныхотложений представлен на отметках ниже 1800 м, чтотакже подтверждает сценарий существенного запазды-вания формирования озера в сравнении с ледниковыммаксимумом.Почему же наполнение котловин водой отста-вало, запаздывало по сравнению с наступанием лед-ников и сток длительное время не блокировался лед-никами, спускавшимися в долину Чуй? Как нам пред-ставляется, было две причины этого запаздывания, аименно:1. Ледники, выдвинувшиеся в долину Чуй ниже кот-ловин, в трансгрессивной фазе характеризовались ин-тенсивным блоковым дроблением льда, трехциноватос-тью, что обеспечивало нахождение талыми водами до-статочных каналов стока. В этом отношении некоторымпримером может служить опускание в долину Чуй Ма-ашейского и Куэхганарского ледников в максимум 2-гопозднеплейстоценового мегастадиала [9,10].2. В связи с прогрессивно возраставшими затрата-ми атмосферных осадков на питание трансгрессиро-вавшего оледенения общий объем стока в котловинынеуклонно сокращался и своего минимума достиг на-кануне предельного развития позднеплейстоценово-го оледенения. И это было главной причиной в запаз-дывании максимального уровня заполнения леднико-во-подпрудного Чуйско-Курайского водоема по срав-нению с максимумом наступания ледников.Второй тезис требует, однако, дополнительных по-яснений, потому что в некоторых публикациях по ре-конструкции ледникового стока и динамики Чуйско-Курайского ледкиюво-подпрудного водоема [1,13] сде-ланы прямо противоположные данному тезису выводы.Так, например, в статье [13] утверждается, что «в лед-никовый максимум вюрма объем талого стока с ледни-ков был почти в 30 раз больше современного» (с. 238) и«межгорные котловины, имеющие по одному узкому иглубокому каналу стока, в ответ на ледниковое подпру-живание немедленно отвечали концентрацией талыхвод» (с. 239). Эти выводы предварены оценкой абляциина границе питания в максимум оледенения и расчетомобъема ледникового стока по формуле W=SA - F.+J.0,55,где S - площадь всего ледника в м2, F>Jtf - внутреннеепитание ледника.Внешне все вроде бы корректно, но так ли на са-мом деле?* Прежде всего следует заметить, что приреконструкции былого пространственного положенияграницы питания надо учитывать мощность ледников,особенно при пологих уклонах их поверхности, какэто было при выходе ледников из горных долин в кот-ловины. Некритичное, механическое использованиетеоретических разработок для иных условий, недоучеточевидных природных фактов привели к тому, что го-довой объем стока по [13] получился почти в 7 разбольше современного общего годового речного сто-ка! И, к сожалению, эту цифру (8,8 куб. км) один изавторов статьи принимает как реальную в дальней-шем при реконструкциях времени (периода) запол-нения котловин талыми водами и динамики водоема.Как видно из формулы, авторами статьи принято до-пущение, что граница питания делит ледник на дверавные части. В таком случае это означает, что лед-ник характеризуется нулевым балансом массы, неза-висимо от величины F.+f. По А.Н. Кренке [6], даже внастоящее время на величину внутреннего питания дег-радирующего оледенения Алтая затрачивается до 14%годовых сумм осадков. Но ведь та площадь оледенения,для которой произведен расчет ледникового стока(в 35 раз больше современной суммарной площади всехледников бассейна Верх. Чуй), не возникла внезапно,на ее формирование прогрессивно затрачивалась какая-то часть атмосферных осадков, исключавшихся из го-дового влагооборота, что и оговорено А.Н. Кренке [6],предложившего формулу расчета абляции.По мере снижения границы питания трансгресси-ровавшего оледенения перестраивалась структура зонльдообразования и их высотные границы, все боль-шие площади оледенения сокращали ледниковый сток,а в зонах снежного и инфильтрационно-рекристали-зационного льдообразования он (сток) прекращалсяполностью [5]. Известно также [4], что вторая поло-вина ледниковых эпох характеризуется крайне сухи-ми и холодными климатическими условиями.По исследованиям Ю.К. Нарожного [7], в настоя-щее время на ледниках Центр. Алтая талый сток пол-ностью прекращается с поверхностей, располагаю-щихся на 250-300 м выше границы питания. Еслипримем такой же высотный интервал для позднеплей-* Примечание авторов статьи о том, что доля ледникового стокаими принята за 80 % от общего объема годового стока не аргумен-тирует полученную ими цифру, а усугубляет абсурдность сделан-ной оценки. Общий годовой сток составлял, следовательно,11 куб. км, т.е. слой стока достигал более 1000 мм по всей площа-ди бассейна Верхней Чуй.стоценового оледенения, то окажется, что ледниковыеплощади выше 2450-2500 м над уровнем моря не да-вали талого стока, а это составляет более половиныобщей площади былого оледенения рассматриваемойчасти бассейна р. Чуй.Вернемся, однако, к процессу заполнения котло-вин водой. Как отмечено выше, в максимум оледене-ния уровень озера не поднимался в Чуйской котлови-не до 1900 м, а возможно и до 1800 м. На первой по-стмаксимальной конечной морене Чаган-Узунскоголедника морфологическая выраженность волнопри-бойных террас значительно хуже, чем на морене мак-симума. Косвенно это указывает на то, что терраскивырабатывались в отложениях недавно сформирован-ной морены.О запаздывании наполнения котловины водой сви-детельствует, наконец, такой важный факт, как песча-нистый состав и текстуры ряби течения в основаниинижней толщи озерно-ледниковых отложений в цун-говом бассейне Чаган-Узунского ледника (рис. 3).Таким образом, начало быстрого поднятия уровняЧуйского пра-озера совершенно определенно можнокоррелировать с заключительным этапом регрессив-ной фазы первой постмаксимальной стадии 1-го ме-гастадиала, датируемой [10], около 32 тыс. лет т.н.(МГУ-ТЛ-1).Быстрое уменьшение толщины годичных лент вверхпо разрезу в первой (нижней) толще озерно-леднико-вых отложений свидетельствует о быстром увеличенииглубины пра-Чуйского озера. По ориентировочным по-левым подсчетам количества годичных лент эта толщанакапливалась в течение не менее 2-х тыс. лет и ее фор-мирование завершилось после 30 тыс. лет т.н. Отсут-ствие следов перерывов в осадконакоплении указы-вает на непрерывность существования озера в тече-ние всего периода накопления годичных лент. Однакочередование многочисленных тонких лент с пачкаминебольшого количества лент существенно большейтолщины указывает, по-видимому, на колебания глу-бины озера.По достижении уровня, близкого к высоте ледни-ковой плотины (около 1900 м) в долине Чуй на участ-ке между Чуйской и Курайской котловинами, по-ви-димому; произошло всплывание восточного края пло-тины, контактировавшего с Чуйским озером. На ни-жележащем участке долины прорвавшиеся воды хлы-нули по поверхности заполнявших ее ледников, смы-ли поверхностную и денудировали до наклонной рав-нины конечную морену в восточной части Курайскойкотловины [12, рис. 7]. Этим потоком были размытыв Курайской котловине конечные морены ледниковподножья Курайского хребта и широко распластанноголедника Акгру. Такое предположение основывается наотсутствии следов глубинной эрозии и сохранностидонной морены позднеплейстоценового ледника навсем участке долины между котловинами.Быстрое наполнение Курайской котловины водой,сброшенной из Чуйской котловины, привело к всплы-ванию остальных ледников в долине Чуй между кот-ловинами и относительно тонкой восточной краевойчасти мощной ледниковой плотины, подпружинивав-шей Курайскую котловину.По разнице высотных отметок уровня ледниковойплотины на выходе из Чуйской котловины (1900 м) иуровня эрозионного вреза в озерно-ледниковые отло-жения первой (нижней) толщи (около 1800 м) в долинеЧаган-Узуна получаем слой воды, сброшенной из Чуй-ской котловины - около 100 м. При акватории озера в1000 кв. км в этом интервале высот (рис. 4) объем сбро-шенной воды достигает 100 куб. км.. Этого объема хва-тило для выравнивания зеркала озер в обеих котлови-нахна высоте около 1800 мнадур.моря. Поэтому даль-нейший врез Чаган-Узуна в отложения первой озерно-ледниковой толщи прекратился, постепенно восстано-вился ингрессионный залив в цунговом бассейне Ча-ган-Узунского ледника и началось формирование вто-рой толщи ленточных отложений.Рис. 3. Текстура ряби течения в псаммитовых лентах осно-вания нижней толщи озерцо-ледниковых осадков долиныЧаган-УзунаКак и в первой толще нижние ленты здесь сложе-ны разнозернистыми песками с текстурами ряби те-чения (рис. 3). Выше пески сменяются алевропелито-выми осадками с нормальной параллельной слоисто-стью. В целом толщина годичных лент здесь меньше,чем в первой. Выборочные полевые подсчеты коли-чества лент позволяют оценить продолжительностьнакопления второй толщи в 2-2,5 тыс. лет. Обоснова-ние выделения годичных лент и анализ их микротек-стуры рассмотрены нами в 1978 г. [9].Таким образом, процесс заполнения талыми вода-ми Чуйской и Курайской котловин до образования еди-ного зеркала существенно отличался. По мере подня-тия зеркала озера в Курайской котловине ледники, за-нимавшие долину Чуй между котловинами, всплылии в дальнейшем не преграждали сток из Чуйской кот-ловины. После выравнивания зеркала воды в котло-винах возник единый Чуйско-Курайский ледниково-подпрудный водоем и последующее повышение егоуровня до максимальной отметки было общим по всейакватории. Исходя из указанной выше TJl-датировкиотложений первой толщи и количества лент в ней,максимального уровня (2100 м) Чуйско-Курайскоеозеро достигло несколько позже 30 тыс. лет назад.Образование единого Чуйско-Курайского озера и весьпериод его наполнения однозначно указывают на пре-вышение прихода воды в котловины над ее истечени-ем отсюда. О верхнем пределе былого уровня озерааргументировано можно судить по высотной отметкеверхней волноприбойной террасы (2100 м над ур.моря) на бортах Чуйской и Курайской котловин(рис. 5). Встречающиеся в некоторых публикациях[1,14] реконструкции спиллвеев на более высоких от-метках (до 2500-2600 м) не могут приниматься все-рьез, так как не имеют никакого фактического обо-снования, являются всего лишь предположением в те-оретических схемах их авторов.Предел повышения зеркала озера контролировал-ся ледниковой плотиной в долине Чуй ниже Курайс-2100200 400Объем (\/),куб.км600 500 1000 1500 2000Плоидедь (S),KB.KM2500РИС. 4. Кривые зависимостей площади (S) и объема (V) Чуйско-Курайской лимносистемыот высоты уреза водыРис. 5. Батиметрическая карта Чуйско-Курайской лимносистемы в максимум наполнения.Цифрами указаны впадающие реки; 1 - Курайка; 2 - Кокоря; 3 - Бугузун; 4 - Бар-Бургазы;5 - Юстыд; 6 - Чаган-Бургазы; 7 - Ирбисту; 8 - Талдура и Чаган«V ЧЛ ? ШШШкала глубин, м: . . : : ! ю о1 1 300kd 500700/ 3\в / / " \ сщт^\/ V... f" t0 7 кмшт^щш^шмшкой котловины. С высотной отметкой верхней волноп-рибойной террасы непроизвольно ассоциируется ивысота ледниковой плотины. Действительно, нижеэтой отметки верхний уровень плотины в максимумее развития быть не мог, иначе озеро не поднялось быдо указанной высоты. Данное утверждение, однако,вовсе не означает, что дальнейшее наполнение озераи повышение его уровня прекратилось вследствиепоявления возможности перелива воды через поверх-ность плотины, хотя такое объяснение стабилизациипараметров озера как бы напрашивается само собойи представляется наиболее простым и логичным.К сожалению, в данном случае далеко не все так про-сто, как первоначально кажется. А в то же время вы-яснение конкретных причин прекращения повышениязеркала озерных вод весьма важно как для реконст-рукции постмаксимальной динамики Чуйско-Курайс-кого водоема, так и для оценки вероятных расходовЧуй ниже плотины в период опорожнения этого водо-ема. Поэтому данному вопросу следует уделить дол-жное внимание.Известно несколько возможных механизмов спус-ка подпрудных вод через ледниковые плотины:1) всплывание плотины; 2) сток по маргинальным исубмаргинальным каналам; 3) перелив воды черезплотину и 4) возникновение подледниковых и внут-риледниковых каналов стока.Как считает М. Г. Гросвальд [3 ], анализируя режимопорожнения Дархатского озера, «главной особенно-стью режима... озер ледниково-подпрудного типабыли периодические прорывы воды через ледниковуюплотину, которые должны были приводить к быст-рым осушениям озерной ванны»... (подчеркнуто нами).Далее он поясняет, что «Такие прорывы, или йокуль-лаупы, обычно происходят после того, как уровниподпрудных озер достигают некоторой критическойвысоты, при которой в ледяных плотинах начинают-ся подвижки. В результате этого озерная вода полу-чает доступ во внутриледниковые и подледниковыеполости, через которые она сначала просачивается,а затем, по мере их расширения и превращения в тун-нели, сбрасывается с большой скоростью» (там же,с. 166).С таким представлением о механизме и особенно-стях режима сброса подпрудных вод можно согласить-ся, если исключить допущение о быстрых и, следова-тельно, многократных осушениях озерной ванны. Длятакого допущения М.Г. Гросвальд не приводит ника-ких убедительных аргументов по Дархатскому озеру,нет их и для Чуйско-Курайского озера. Напротив, рядпризнаков свидетельствует лишь о частичном перио-дическом сбросе озерных вод. Всплывание плотиныисключается, прежде всего, по наличию лестницымногочисленных волноприбойных уровней, спускаю-щихся до самого дна Курайской котловины! Невоз-можно себе представить, чтобы столь же многочис-ленные всплывания плотины завершались ее опуска-нием точно на то же место, чтобы основание плотинысохранило тот же микрорельеф, а дно долины в пре-делах канала стока воды не подверглось эрозионнымпроцессам.Нет следов катастрофических потоков и ниже бы-лой плотины в долине Чуй. Наконец, надо учитывать,что и в строении толщ озерно-ледниковых отложенийне обнаружено перерывов в осаднонакоплении, кото-рые были бы неизбежны при полных спусках озера.Сток по маргинальным и субмаргинальным каналамхарактерен для краевых участков ледниковых лопастейили ледниковых языков вдоль линии контакта льда сбортами вмещающей его долины. В рассматриваемомслучае основная часть тела плотины была сформирова-на ледниками, спускавшимися в долину навстречу другдругу с противоположных хребтов. Поэтому в преде-лах центральной части плотины поверхность льда по-вышалась к бортам долины, а следовательно, не былонеобходимого условия для возникновения маргиналь-ного или субмаргинального стока.Перелив подпруженных вод через понижения наповерхности плотины в принципе возможен и неко-торые исследователи, например ГН. Голубев [2], счи-тают этот механизм основным в процессе опорожне-ния ледниково-подпрудных озер. Однако для этоголедник должен быть загружен моренным материаломнастолько, чтобы удельный вес единицы объема лед-ника был не меньше такого же объема воды и лед невсплыл бы при достижении некоторого критическогоуровня озера. В нашем случае такой заморененностиплотины не могло быть, так как по выходе из корот-ких горных долин на слабо расчлененные предгорныеступени ледники широко распластывались, материалповерхностной и внутренней морены рассредоточи-вался по большой площади. Это косвенно подтверж-дается многочисленными примерами айсберговогоразноса моренного материала по акватории былыхЧуйского и Курайского озер.Наиболее вероятно, частичный сброс воды Чуйс-ко-Курайского озера происходил через подледнико-вые и внутриледниковые каналы. Такой механизм ар-гументируется рядом признаков. Как уже отмечалосьвыше, на дне Курайской котловины в ее юго-восточ-ной части прекрасно сформирован конечно-моренныйкомплекс позднеплейстоценового максимума ледни-ка Тете. На дистальном склоне этого моренного ком-плекса вполне определенно выделяются озерные ли-нии (волноприбойные террасы) (рис. 6). Хорошая гео-морфологическая выраженность конечной мореныоднозначно указывает на то, что ледник Тете достигсвоих максимальных размеров и сформировал море-Рис. 6. Озерные террасы на дистальном склоне конечно-мо-ренното комплекса ледника Тете времени позднеплейстоцено-вого максимуману в субаэральных условиях. Если в котловине и былоограниченное по площади озеро, его уровень не под-нимался выше отметки конца ледника (1600 м).Закономерен вопрос: куда же девались талые водыначавшейся деградации ледников горного обрамле-ния этой котловины и воды частичного стока из Чуй-ской котловины? Поскольку другие механизмы сто-ка оказались неприемлемыми, остается один ответ:существовали подледниковые туннели и внутрилед-никовые каналы!Что касается существования внутриледниковыхканалов, то это не утверждение, а лишь предположе-ние, хотя и небезосновательное. Реальность же под-ледного стока подтверждается глубоким (до 50 м) эро-зионным врезом в коренные породы на участке со-временной долины Чуй в пределах массива Бельке-нёк от устья р. Маашей до Чибитского расширениядолины. Нигде в других местах на всем протяжениидолины от Чуйской котловины до устья река не про-резала всю толщу рыхлых отложений, вскрывая раз-личные их литологические комплексы.В районе массива Белькенёк ледниковая плотинаимела наибольшую мощность. По находкам эррати-ческих обломков горных пород, поверхность плоти-ны поднималась здесь до отметки 2200 м и имела мощ-ность не менее 800 м. Питавшие эту часть плотиныледники, спускавшиеся с Северо-Чуйского (Маашей-ский) и Курайского (Чибитский) хребтов, не имеливозможности широко распластываться в долине Чуйиз-за занятости прилегающих участков долины дру-гими ледниками (Таджилу, Артолук, Сардыма, Бель-гибаш - с Курайского хребта, Актру, Корумду, Курку-ре к, Ештыкколь - с Северо-Чуйского хребта), былиими подпружены, и потому приток льда с хребтов ре-ализовался здесь в увеличение мощности плотины.Краевые части плотины, особенно восточная, об-разованная слиянием ледников противоположныххребтов (Таджилу, Артолук, Актру, Корумду), широ-ко распластывалась на приподнятом дне западнойполовины Курайской котловины. По мере наполнениякотловины водой, сброшенной из Чуйской котлови-ны, сравнительно маломощные приконцевые частиэтих ледников всплыли и тем самым упростили воз-можность формирования подледникового туннеля подцентральной частью плотины (в районе массива Бель-кенёк). Ограниченность пропускной способности тун-неля обусловливала постепенное наполнение котло-вин до отметки около 2100 м. На этом уровне толщаводы на контакте с плотиной превысила 600 м и ста-ла причиной такого гидростатического давления, ко-торого оказалось достаточно для некоторых деформа-ций в ледяной преграде и увеличения стока. В резуль-тате этого дальнейшее поднятие уровня озера прекра-тилось, притоки отток воды в котловинах на какое-товремя сбалансировался. Периодически такой баланснарушался кратковременным превышением расходнойчасти и уровень озера снижался. Лестница волнопри-бойных террас свидетельствует о том, что последую-щего восстановления былого уровня озера не проис-ходило и временный баланс притока и оттока водыустанавливался на более низких отметках зеркала озе-ра, пока в плотине не возникали условия для очеред-ного увеличения стока.Анализ строения толщи озерно-ледниковых отло-жений позволяет сделать вывод о том, что в основномснижение уровня озера происходило при нарастаю-щих объемах годовых расходов в каналах стока, а ус-тановление зеркала воды на более низком уровне про-исходило после некоторого периода последовательносокращавшихся годовых расходов (рис. 10). Толькотаким механизмом спуска Чуйско-Курайского ледни-ково-подпрудного озера объясняется лестница много-численных террас, прослеживающихся до самых ниж-них отметок дна былого водоема, непрерывность ак-кумуляции ленточных отложений и отсутствие следовкатастрофических суперпотоков в долине Чуй нижеледниковой плотины.В связи с отсутствием признаков разрушения бы-лой ледниковой плотины и, соответственно, отсутстви-ем реальных признаков катастрофических спусковозерных вод весьма важной представляется хотя быприближенная оценка объемов периодически сбрасы-вавшейся воды, а также вероятных средних и макси-мальных расходов реки ниже плотины. Критерием дляколичественной оценки таких кратковременных спус-ков части озерных вод является высота уступа вол-ноприбойных террас и площадь акватории для каж-дого диапазона высотных отметок зеркала воды,Рис. 8. Позднеплейстоценовая конечная морена в старойдолине Чуй в районе пос. ЧибитЭтих параметров было бы вполне достаточно приусловии, что уровень озера каждый раз снижался толь-ко на величину уступа террасы. Однако такой расчетнам представляется не вполне корректным, так как нетубедительных аргументов о сбросе слоя воды толькодо площадки нижележащей террасы.Напротив, строение пачек годичных лент измен-чивой толщины (рис. 9), маркирующих периоды наи-большей динамики уровня озера, указывают на то,что сбрасывавшийся слой воды превосходил высотусоответствующего этому периоду уступа террасы изеркало озера устанавливалось на уровне площадкинижележащей террасы только после нескольких летего последующего повышения [12]. Поскольку этотуровень не достигал высоты его предыдущего поло-жения всего на несколько метров, слой сброшеннойводы превосходил соответствующий ему уступ тер-расы, по-видимому, не более чем в полтора раза. Вотэту полуторную величину уступа террасы мы счита-0 10 20 30 40 50 60Мощность лент, ммРис. 9. Диаграмма изменения мощности и строения годич-ных лент озерно-ледниковых отложений в эпигенетическойдолине р. Чаган-УзунИзменениетолщиныгодичных лентаXаs>>3"я. 3X уРис. 10. Интерпретация изменения толщины годичных лентв колебаниях уровней и расходов воды лимносистемы,1- динамика уровня лимносистемы; 2 - динамика расходов водаем наиболее приемлемой для оценки объемов перио-дически сбрасывавшейся воды. При оценке объемовсбрасывавшейся воды учитывалось, что в диапазоневысот от 2100 м (верхний уровень) до 1725 м это былединый Чуйско-Курайский бассейн, ниже - акваториятолько пра-Курайского озера (рис. 5), в Чуйской кот-ловине, дно которой в основном лежит выше 1720 м,озеро уже исчезло. На южном склоне Курайского хреб-та в районе бугров Бигдон в диапазоне высотных от-меток 2100-2000 м над уровнем моря наиболее отчет-ливо выделяется 16 террас, а между ними имеются именее выраженные террасы. Здесь же на склоне хол-ма, несколько южнее, в диапазоне высот от 1980 до1802 м выделяется еще 34 террасы (табл. 1). Восточ-нее бугров Бигдон в междуречье Чичкетерека и безы-мянного ручья в диапазоне высот от 2100 до 1860 мнами насчитано 22 террасы. Террасы имеются и в дру-гих местах былой акватории Чуйской котловины, ноони менее выразительны или представлены только внебольшом вертикальном диапазоне.При уровне стояния Чуйско-Курайского озера наотметке 2100 м его акватория составляла 2650 кв. км,на уровне 2000 м-2100 кв. км. По ходу кривой изме-нений площади пра-озера в этом высотном диапазонеможно принять среднюю для этого интервала площадьв 2325 кв. км и ее использовать для расчета объемасбрасывавшейся воды за каждый из 16 основных эпи-зодов. Для этого, как уже было отмечено, мы должныувеличить высотный диапазон в 1,5 раза. Тогда полу-чаем, что за каждый эпизод сбрасывался слой воды в9,4 м (100 х 1,5 : 16), а ее объем составлял около22 куб. км (2 325 кв. км х 9,4 м).Теперь возникает вопрос о продолжительностиэтих эпизодов снижения уровня пра-озера. В пачкахозерно-ледниковых отложений, отражающих динами-ческие изменения уровня озера, количество лент, со-ответствующее снижению уровня водоема, неодина-ково и составляет от 4 до 7, но всегда меньше количе-ства лент, соответствующих последующему повыше-нию зеркала воды. Это указывает, во-первых, на то,что годовые объемы сброса воды были несколько боль-ше, чем объемы последующего наполнения, и, во-вто-рых, что через несколько лет (6-10) достигался ба-ланс между поступающим в озеро и истекающим изнего объемом воды.Без учета объемов стока в период устойчивогоуровня воды повышенные расходы, таким образом,составляли от 3 до 5,5 куб. км в год, т.е. в 2,5-4 разабольше современного годового стока Чуй на створеБелый бом. В дальнейшем, при снижении уровня озе-ра в диапазоне высот от 2000 до 1720 м годовые рас-ходы превышали современные в 4-5 раз.Как распределялся сток в течение года за эти пе-риоды повышенного сброса воды - аргументированореконструировать гидрограф пока не удалось, но впринципе возможно при дальнейших более детальныхисследованиях озерно-ледниковых отложений. На ка-чественном уровне представляется вполне логичнымпредположение, что в эти годы, как впрочем и в це-лом в период существования ледниково-подпруднойлимносистемы, гидрограф стока пра-Чуи не имел рез-ко выраженного кратковременного пика, потому чтовозникший в ледяной плотине канал стока мог срав-нительно длительное время сохраняться за счет тер-моабразии озерных вод даже в зимнее время. Если этосоответствовало действительности, то без большойпогрешности можно принять среднесуточные расхо-ды как частное от деления годового объема стока наТ а б л и ц а 1Альтиметрия площадок абразионно-аккумулятивныхтеррас междуречья Чичкетерек - Балахан№ . Абс. № Абс.террасы высотам террасы высота, м1 1802 18 19102 18457 19 1915'3 1856 20 19194 1860 21 19215 1866 22 19256 !«70" 23 192:87 1875 24 19328 1880 25 19369 : -1881 26 194010 1884 27 194211 1889 28 1947'12 1891 29 195013 1894' 30 195.314 1897 31 195:715 1900 32 196216 1901 ; 33 1975'17 1906" 34 1980* Измерения производились приемником GARMIN GPS 4519.08.1999 г. Точность до 0,5 м, данные в таблице округлены доцелых метровгодовое количество суток. По полученным таким об-разом величинам среднесуточных расходов пра-Чуюможно сравнить с современной Катунью на створе ус. Усть-Кокса в Уймонской котловине.Сделанные оценки объемов периодического сбро-са подпрудных вод и осредненных расходов пра-Чуипозволяют перейти к анализу их возможного геомор-фологического эффекта в долинах Чуй и Катуни.В долине Чуй на участке от выхода реки из Курайс-кой котловины и до урочища Верх. Мены (протяжен-ность - 16 км) плоское дно долины представляет собойзаболоченную пойму с многочисленными старичнымиозерами. Река здесь до сих пор интенсивно меандриру-ег в низких берегах. Сложена пойма слоистой супесью.Фрагменты сохранившихся надпойменных террас сло-жены разнозернистыми слоистыми песками, которыепрослеживаются до 100 м над дном долины по обоимбортам в урочище Борогал. Вместе с тем, следует отме-тить наличие на пойме отдельных крупных эрратичес-ких глыб (рис. 12), что может быть связано с былым за-ложением этого участка долины ледником, транспор-тировавшим эти глыбы с прилегающих шр. Леднико-вые отложения встречаются только выше га склонахгорного обрамления долины. Отдельные эрратическиевалуны и галька отмечены на останцах обтекания в уро-чище Боротал и в двух километрах выше по течениюЧуй. Значительный участок, сложенный валунным га-лечником, имеется в ложбине по левобережью Чуй навысоте 1560-1600 м (140-160 м над урезом реки) на-против урочища Борогал. По этим галечникам сформи-рована «рябь течения» с относительными превышения-ми гряд над разделяющими их ложбинами до 3 м. По-видимому, здесь раньше всего ослабла связь между лед-никами противоположных хребтов и по этой ложбиненачался сток воды из котловины.В былой долине Чуй, как уже отмечалось ранее [12],на всем ее протяжении от пос. Верх. Мены до пос. Чи-бит сохранился моренный рельеф (рис. 8). Существен-ное воздействие водной эрозии он претерпел толькониже устья долины Чибигки и поэтому вполне логичноэрозионное расчленение морен связывать с этим при-током р. Чуй. Выше по долине нет следов водной эро-зии, тем более следов катастрофических потоков. Бо-лее того, надо отметить, что южнее пос. Верх. Мены надне старой долины Чуй пески, вложенные в леднико-вые отложения, имеют падение не вниз, а вверх по до-лине (рис. 11), что указывает на сток талых ледниковыхвод именно в этом направлении.Сток из Чуйско-Курайского водоема локализовал-ся, по-видимому, в пределах современной долины Чуй.Здесь донной эрозией прорезаны не только леднико-вые отложения на всю их мощность, но и подстилаю-щие морену коренные породы. Отсутствие аллювия иречных террас свидетельствует о том, что этот глу-бинный врез в коренные породы сформировался ещетогда, когда долина была заполнена льдом и, такимобразом, указывает местоположение и параметрыосновного, устойчивого канала сброса подпрудныхРис. 11. Параллельно-слоистые пески приледниковой дельтыв урочище В. Мёнывод. Этот врез может быть отнесен к категории ти-пичных «кули», но его морфометрические характери-стики (ширина поверху до 50 м и максимальная глу-бина до 50 м) не позволяют реконструировать те рас-ходы, которые допускаются сторонниками катастро-фических суперпотоков. Можно предполагать эпизо-дическое возникновение в плотине и внутриледнико-вых каналов, но их параметры не реконструируемы.Как уже отмечалось ранее [10,12], следы позднеп-лейстоценового ледника в долине Чуй прослеживают-ся до урочища Бока. Ниже по течению еще на протя-жении 2-3 км в долине нет речных террас выше 12-15 м. Существенно меняется строение придонной ча-сти долины Чуй от устья р. Айгулак. Здесь и далее внизпо течению вплоть до устья Чуй вполне определенновыделяется два разновысотных комплекса террас, начто еще в 1914 г. обратил внимание В.А. Обручев [8].В нижнем комплексе на различных участках представ-лено от 3 до 7 террас в 50-метровом высотном диапа-зоне. Террасы верхнего комплекса местами поднима-ются до 250 м над нижними.Общей особенностью высоких террас и двух-трехверхних террас из нижнего комплекса является то, чтоплановый рисунок их уступа существенно менее из-вилист по сравнению с таковым у нижних террас илиу современного русла реки. Известно, что радиус кри-визны меандр или интенсивности меандрированиязависит от водности реки. Таким образом, этот гео-морфологический признак так же свидетельствует обылой большей полноводности пра-Чуи, но отнюдьне о катастрофических потоках, которые не оставилибы этих многочисленных террас.Рис. 12. Эрратические валуны на дне долины Чуйв пределах былой ледниковой плотины

Скачать электронную версию публикации