УДК 551.336(235.222)
Реконструкция оледенения хребта Чихачева (Юго-Восточный Алтай) в эпоху последнего плейстоценового похолодания методом имитационного моделирования
© 2011 г. С.Ю. Самойлова
Институт водных и экологических проблем СО РАН, Барнаул bastet@iwep.asu.ru
Статья принята к печати 19 января 2011 г.
Депрессия снеговой границы, имитационная модель, ледник, ледниковый коэффициент, морена, поздний неоплейстоцен.
Glacier, glacier coefficient, late Pleistocene, moraine, simulation model, snowline depression.
На основе метода имитационного моделирования [2] построена схема планового положения ледников западных склонов хр. Чихачева в максимум последнего похолодания (18-20 тыс. лет назад). Согласно результатам моделирования, при депрессии снеговой границы на 400 м оледенение в этот период было горно-долинным. Общая площадь палеоледников составляла около 900 км2. Одновременные геоморфологические исследования показали соответствие языков ледников и выраженных в рельефе конечно-моренных комплексов последнего похолодания в долинах рек Юстыд и Бар-Бургазы. В долине р. Бугузун выраженная конечная морена отсутствует, что связано с воздействием ледниково-подпрудного озера.
Введение
Район исследований расположен в центре Алтае-Саянской горной области, на границе Юго-Восточного Алтая, Юго-Западной Тувы и Западной Монголии. Хребет Чихачева имеет субмеридиональное направление и служит восточной границей крупнейшей на Алтае Чуйской межгорной котловины. Наиболее возвышенная часть хребта — горный узел Тургэн-Ула (г. Тургени-Эхини-Ула, 4029,3 м) с типичным альпийским рельефом и развитым современным оледенением — находится на территории Монголии. Западный склон, обращённый к котловине, характеризуется сглаженными вершинами с высотами до 3500 м и глубоким эрозионным расчленением. Самые крупные речные долины — р. Юстыд с притоком Богуты и р. Бар-Бургазы с притоком Караоюк - прорезают склоны хребта в более высокой южной части и представляют собой типичные троги. В северной части склон дренируется р. Бугу-зун с притоками Буйлюкем и Карагай.
Большая часть современного оледенения приурочена к истокам рек Бар-Бургазы и Юстыд и представлена мелкими каровыми и висячими ледниками на подветренных склонах гребней. Крупнейший долинный ледник Григорьева длиной менее 2,5 км залегает в диапазоне высот 2880-3600 м, а каровые и висячие ледники не спускаются ниже 2950 м. Общая площадь современных ледников не превышает 4,5 км2. Высота современной фирновой линии — 3210-3280 м [8]. В периоды плейстоценовых похолоданий вершины хребтов, достигавшие 3000 м и более, поднимались выше снеговой грани-
цы. Это привело к формированию крупных долинных ледников, следы которых выражены в современном рельефе.
Постановка проблемы
До сих пор нет единого мнения о времени и числе оледенений на Алтае. Для реконструкции палеолед-ников традиционно используется морфологический метод [5, 7, 11]. По мнению большинства исследователей [5, 11 и др.], в современном рельефе Юго-Восточного Алтая надёжно выделяются отложения двух поздненеоплейстоценовых (постмаксимальных) оледенений, или мегастадиалов, сопоставленных Е.В. Девяткиным с зырянским и сартанским ледниковыми горизонтами стратиграфической шкалы Западной Сибири. Региональные стратиграфические схемы квартера в настоящее время скоррелированы со стадиями кислородно-изотопной шкалы [13]. В соответствии с ней последнее ледниковье ограничено временным интервалом 11—24 тыс. л.н. с максимумом около 18—20 тыс. л.н. Однако, если для опорных разрезов равнинной части Западной Сибири возраст ледниковых горизонтов подтверждён данными палинологии и различными методами датирования [1], то для Алтая этот вопрос пока дискуссионен. Без надёжного датирования отделить ледниковые образования одних стадий от ледниковых образований других весьма проблематично; кроме того, межледниковые отложения в разрезах, как правило, отсутствуют. К сожалению, имеются лишь единичные датировки алтайских морен. Именно поэтому мы попытались оценить площадное распространение ледников на
максимум последнего неоплейстоценового похолодания (18—20 тыс. л.н.) с помощью метода имитационного моделирования [2].
Ледниковые отложения района исследований
Геоморфологическое описание изучаемого района дано в работах [5, 7, 11 и др.]. Ледниковые отложения охарактеризованы по их морфологическим признакам без привязки к изотопному возрасту в соответствии с терминологией Е.В. Девяткина [5].
Морены первого постмаксимального оледенения развиты на периферии хр. Чихачева. В долинах рек Юстыд и Бар-Бургазы они спускаются до абс. высоты около 2300 м и представляют собой округлые холмы и гряды высотой 15—20 м [7]. В долине р. Бугузун следы этого оледенения в виде мягкой холмисто-западинной поверхности распространены от «древнего» устья р. Буйлюкем до выхода её в Чуйскую степь. До отметок 2100 м по этим отложениям прослеживаются волноприбой-ные террасы Пра-Чуйского озера [11]. Морены второго постмаксимального, последнего оледенения в долинах рек Бар-Бургазы и Юстыд расположены на высоте 2460—2500 м. Это — серия дугообразных конечно-моренных валов, перегораживающих долины и ближе к склонам переходящих в береговые морены. Ширина валов — до 200 м, высота — до 10 м и более. Выше по долинам расположены низкие и сравнительно узкие поперечные гряды отступания, промежутки между которыми также заняты моренными отложениями [7].
Моренные комплексы долин рек Юстыд и Бар-Бургазы хорошо идентифицируются на космических снимках (рис. 1). В бассейне р. Бугузун отложения последнего оледенения наиболее отчётливо прослеживаются в долине его правого притока — р. Буйлюкем. На высоте 2200 м перед устьем долина р. Буй-люкем перегорожена тремя моренными валами, надвинутыми друг на друга. Выше морен располагаются озёра, не связанные с рекой, а ещё выше — эпигенетическое ущелье, выводящее реку в правую молодую долину [7, 11]. Е.В. Девяткин подробно описывает разрез отложений 5-6-метровой террасы внутри края морен [5]. П.А. Окишевым с глубины 3 м отобрана проба древесины из озёрных торфянистых глин, возраст которой, согласно радиоуглеродному методу (14С), составил 7915±45 лет (С0АН-1901). На основании этих данных конечный моренный комплекс он отнёс ко второму постмаксимальному оледенению. Учитывая большую мощность озёрных глин (3—3,5 м), а также наличие здесь до появления древесной растительности моренно-подпрудного озера, начало накопления этих отложений следует отнести к завершающей фазе деградации оледенения [11].
Рис. 1. Моренные комплексы в долинах рек Богуты (А), Нарын-Гол (Б) и Бар-Бургазы (В).
Фрагмент космического снимка ASTER 22 сентября 2010 г. Fig. 1. Moraine complexes in the Boguta (A), Naryn-Gol (Б) and Bar-Burgaza (В) river valleys. Fragment of ASTER space image 22.09.2010
Методы исследований
В 2001 г. опубликована работа В.П. Галахова «Имитационное моделирование как метод гляциологических реконструкций горного оледенения» [2]. Основу метода составляет имитационная модель баланса современных горных ледников для шести ледниковых долин (Актру, Аккема, Мульты, верховий Катуни, Чаган-Узуна, Маашея), созданная по результатам натурных наблюдений в этих долинах. Для палеоледников, положение которых восстанавливалось по геоморфологическим признакам, температура в модели понижалась до того момента, когда баланс палеоледника становился равным нулю. Для периода последнего похолодания (18—20 тыс. л.н.) потребовалось понижение температуры на 2 °С [3]. С использованием матрицы баланса палеоледников были рассчитаны высоты древней фирновой линии (линия нулевого баланса) и ледниковые коэффициенты (отношения площадей фирновых бассейнов и языков).
Депрессия фирновой границы (АН) и ледниковый коэффициент (К) связаны с аккумуляцией— абляцией на высоте современной фирновой линии (А). Её можно рассчитать для любой ледниковой долины по формуле Кренке—Ходакова [9] с учётом региональных экспозиционных коэффициентов для Алтая [3]. Зависимости получились однозначные
8*
- 115 -
А, г/см2
300 "К а 250-1
200 - 200_ \ •
150100100--1-1- п-1-1-1-1
0,5 1 1,5 К 0,3 0,4 0,6 АН, КМ
Рис. 2. Зависимость ледникового коэффициента (а) и депрессии снеговой границы (б) в позднем неоплейстоцене (18—20 тыс. л.н.) от величины современной аккумуляции-абляции [2].
Ледники: 1 — Актру, 2 — Аккем, 3 — Мульта, 4 — Катунь, 5 — Чаган-Узун, 6 — Машей
Fig. 2. Relationship between ice coefficient (а) and snowline depression (б) in the latest Neopleistocene (18—20 thousand years ago) and the value of the current accumulation— ablation [2].
Glaciers: 1 — Aktru, 2 — Akkem, 3 — Mul'ta, 4 — Katun, 5 — Chagan-Uzun, 6 — Mashei
и статистически значимые (рис. 2). Естественно, для разных горных стран эти зависимости разные, поэтому метод [2] имеет ограниченную область применения — только Горный Алтай.
Величина аккумуляции—абляции на высоте современной снеговой границы определяется кон-тинентальностью климата. Зависимость депрессии снеговой границы в периоды похолоданий от степени континентальности климата отмечалась исследователями и раньше [7]. И.М. Лебедева [10] математически обосновала связь средней летней температуры (современной) и депрессии снеговой границы в эпоху последнего похолодания на примере гор Высокой Азии. Средняя летняя температура воздуха на ледниковой поверхности определяет суммарную абляцию и соответственно аккумуляцию на высоте границы питания [9]. Поэтому связь (см. рис. 2, б) вполне обоснованна и может использоваться для определения ключевой характеристики в палеогляциологических реконструкциях — депрессии снеговой границы.
Для реконструкции палеоледника с помощью зависимостей (см. рис. 2) определяем депрессию фирновой границы и ледниковый коэффициент. При реконструкции фирновых бассейнов и языков ледников необходимо учитывать их толщину (для крупных долинных ледников — не менее 200—250 м), рельеф долины и экспозицию склонов. В настоящее время на южных склонах снеговая линия расположена выше, чем на северных, что отмечал ещё М.В. Тронов [12]. При моделировании эта разница принималась равной 150 м.
Ранее д
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.