Евразийские гидросферные катастрофы и оледенение арктики



жүктеу 2.12 Mb.
бет3/9
Дата25.02.2019
өлшемі2.12 Mb.
1   2   3   4   5   6   7   8   9
Глава 3

ГИДРОСФЕРНЫЕ КАТАСТРОФЫ В ГОРАХ СЕВЕРНОЙ ЕВРАЗИИ

3.1. Оледенение гор и подпрудные озера

По реконструкции, представленной в главе 1, поздневалдайское оледенение гор Сибири и Центральной Азии было существенно мощнее, чем раньше считалось; в этих горах формировались локальные ледниковые шапки и системы сетчатого типа, они объединялись в ледниковые хребты, пересекавшие материк. А при убывании оледенения в горах возникали условия для появления больших ледниково-подпрудных озер. Следы таких озер выявлены на Алтае и Саяно-Тувинском нагорье, на Тянь-Шане и в Байкальской горной стране. В крупнейших озерах данного типа - Чуйско-Курайском, Уймонском, Дархатском, на высотах 1500-2200 м скапливались многие сотни кубоки-лометров талой воды, еще больше воды сосредоточивалось в озерах Забайкалья и в древнем Иссык-Куле [Рудой, 1990; Бутвиловский, 1993; Гросвальд, Рудой, 1996; Осадчий, 1995; Grosswald et al., 1994].

Ледниково-подпрудные озера - неотъемлемая часть приледниковых ландшафтов. Тысячи озер обрамляют края Гренландского ледникового щита, горных ледников Центральной Азии, Патагонии, Аляски. Так, в одном лишь юго-восточном районе последней их число достигает 750 [Post, Mayo, 1971]. В формировании таких озер главную роль играют ледяные плотины; именно они, замыкая долины или межторные впадины, создают емкости, или ванны, которые заполняются талой водой. По гляциологическим признакам выделяются горные озера, расположенные: а) в главных долинах, подпруженных ледниками долин-притоков; б) в долинах притоков, подпруженных ледниками главных долин и в) перед фронтом или у краев долинных ледников.

Главная особенность режима всех приледниковых озер состоит в их периодических прорывах, или йокульлаупах, приводящих к катастрофическим паводкам в нижележащих долинах. Такие прорывы происходят после того как уровни озер поднимаются до некоторых критических высот, при которых в ледяных плотинах начинаются подвижки, создающие условия для просачивания воды. Затем трещины расширяются, образуются крупные каверны, а с их соединением - и туннели, так что просачивание переходит в катастрофические сбросы, идущие с экспоненциально нарастающей скоростью [Виноградов, 1977; Патерсон, 1984; Nye, 1976]. К особенно мощным катастрофам приводят прорывы, которые происходят с полным разрушением ледниковых плотин.

Прорывы ледниково-подпрудных озер протекают быстро; они редко занимают более 15-20 дней. А на периоды "пиковых" расходов воды, когда их значения становятся максимальными, приходится лишь около 10% этого времени, т.е. 1-3 дня. Зато в эти короткие интервалы расходы становятся очень большими, нередко огромными. Например, при прорывах ледниково-подпрудного озера Мерцбахера на Тянь-Шане (объем 0,20 км3) максимальный расход достигает 1000 м3/с, при спусках озера Тулсеква в Британской Колумбии (0,23 км3) - почти 1600 м3/с, при прорывах озера Греналоун в Исландии (1,5 км3) - 5 тыс. м3/с, а озера Лейк-Джорж на Аляске (1,7 км3) - более 10 тыс. м3/с. Таким образом, налицо закономерность: чем больше озеро, тем мощнее его прорывы.

Отметим также, что для таких прорывов характерны не только большие расходы воды, но и высокие скорости ее течения. Последние могут возрастать до 10-15 м/с и более [Post, Mayo, 1971; Гросвальд, Рудой, 1996]. Есть также случаи, когда сразу за началом просачивания следуют внезапные прорывы, и расходы воды во фладстримах нарастают не плавно, а скачкообразно. А когда так же внезапно разрушается и вся ледяная плотина, сброс воды проходит особенно быстро, и ее расходы и скорости оказываются особенно высокими [Baker et al., 1991].

Прорывы озер, расположенных в долинах, происходят ежегодно и только в исключительных случаях раз в два-три года. А более крупные озера, приуроченные к межгорным котловинам, обычно прорываются реже. Общая закономерность состоит в том, что при усилении оледенения, когда ледниковые плотины утолщаются, йокульлаупы становятся сравнительно редкими, но мощными, и, наоборот, при убывании оледенения и утончении ледников - более частыми, но более слабыми. Для современной эпохи характерен общий рост частоты йокульлаупов. В Исландии, например, интервалы между прорывами оз. Гримсвотн за последние годы сократились с 10 до 5 лет, прорывы другого озера, Греналоун, еще недавно происходившие раз в 4 года, теперь случаются вдвое чаще.

В эпохи великих древних оледенений число и размеры приледниковых озер сильно увеличивались, росла и мощность связанных с ними катастроф. Это подтверждается данными по Скандинавии, Альпам, Северной и Южной Америке. На территории Канады и США возникали гигантские системы стока, включавшие Великие Озера, озера Агассиса и Макконнел, долины Св. Лаврентия, Гудзона и Миссисипи, их перестройки нередко принимали форму катастрофических прорывов и потопов [Prest, 1970; Teller, 1987; Shaw et al., 1996].

Большая литература посвящена плейстоценовому ледниково-подпрудному озеру Мизула (США, штат Монтана) и его прорывам. Мизула подпруживалось ледником, который спускался с Кордильер в долину Кларк-Форкс, его уровень поднимался до 1280 м, а объем достигал 2,5 тыс. км3. За последнюю ледниковую эпоху озеро испытало не менее 40 катастрофических прорывов, вода при этом сбрасывалась на запад в долину Спокана-Колумбии и на Колумбийское базальтовое плато [Baker, 1997; Baker, Bunker, 1985; Waitt, 1985]. Выяснено также, что в связи с прорывами на плато возникли специфические комплексы форм - глубокие ущелья со следами водопадов и водоворотов; "ободранные" выходы базальтов, с которых смыт покров рыхлых отложений, а также масса параллельных борозд, похожих на ледниковый флю-тинг. Определено, что при прорывах с водосборов сносится от 50 до 90% всего накопленного на них аллювия. А аккумулятивные толщи, оставленные мизульскими йокульлаупами, варьируют от илов и глин до валунов с диаметром 10-15 м; они включают груды глыб в верховьях долин-притоков

Колумбии и мощные толщи валунов и галечников в долинных расширениях с типичным для них рельефом гигантской ряби течения, или галечных дюн [Baker, Nummendal, 1978; Maizels, 1997; Кузьмин, 1998].

Геоморфологический комплекс, связанный с мизульскими прорывами, со времен их первооткрывателя Дж.Бретца [Bretz, 1923] называют "чен-нельд скебленд", или просто "скебленд", что значит хаотический ландшафт с каньонами и эрозионными рытвинами. Моделирование условий образования скебленда привело к заключению, что он выработан потоками-фладстримами, глубины которых составляли сотни метров, скорости превышали 10-20 м/с, а расходы измерялись миллионами кубометров в секунду [Baker, Bunker, 1985; Baker, Costa, 1987], откуда следует, что они в десятки и сотни раз превышали максимальные расходы Амазонки.
3.2. Ледниково-подпрудные озера на Алтае и в Саянах

До недавнего времени мизульские потопы считались уникальными [Райс, 1980]. Нигде в мире, в том числе и в Северной Евразии, ничего подобного известно не было. Да и вообще, до середины 70-х годов никто не знал ни о бассейнах, примыкавших к краю ледникового покрова Евразийской Арктики, ни о ледниково-подпрудных озерах горного пояса Средней Азии и Южной Сибири.

Теперь, однако, положение изменилось, следы древних йокульлаупов обнаружены и за пределами Северной Америки. В Евразии первой горной областью, в которой удалось найти такие следы, стали Алтай и Саяно-Тувинское нагорье [Рудой, 1984, 1995; Бутвиловский, 1985, 1993; Гросвальд, 1987; Baker et al., 1993; Rudoy, Baker, 1993]. Теперь известны география алтае-саянских озер, их площади и объемы, есть данные о путях сброса воды при их прорывах, о расходах и скоростях фладстримов, их геоморфологических эффектах. А главное - мы убедились, что в горах, имеющих, как Алтай и Саяны, рельеф хребтов и впадин, оледенение всегда создает ледяные подпруды и замкнутые бассейны. Последние могут располагаться на больших высотах и обладать значительной энергией, а их прорывы - наложить глубокий отпечаток на геоморфологию горных областей Сибири.
3.2.1. Озера Горного Алтая

Все плейстоценовые озера Горного Алтая принадлежали к котловинному типу. В Чуйской, Курайской, Уймонской и ряде других межгорных котловин возникали ледниково-подпрудные озера - Чуйское, Курайское, Уймонское, Яломанское, Абайское, Джасатерское, а также группы озер -Улаганская, Канская и Телецкая. Озерные воды сбрасывались по долинам Бии, Катуни, Чуи, Чу-лышмана. Для большинства котловин факт существования древних озер установлен по озерным террасам-барам, волноприбойным нишам, каналам сброса озерных вод, алеврито-тонко-песчаным толщам с горизонтальной слоистостью. По таким следам, в особенности по древнеозерным береговым линиям, здесь установлены площади и уровни ряда озер, рассчитаны их объемы. Выяснено, например, что поверхность Тужарского озера, возникавшего у края Башкаусского ледника, поднималась до 1475 м над ур. моря, и что группа Улаганских озер, в которую оно входило, накапливала 20 км3 воды. Уровень Чуйского озера поднимался до 2200 м, площадь всей Чуйско-Курайской системы озер доходила до 10 тыс. км2, а объем ее воды превышал 1000 км3. По другой оценке, этот объем доходил до 3500 км3 и, таким образом, был больше объема воды Мизулы. Суммарная же площадь алтайских озер составляла 25 тыс. км2, а объем их воды - 5-6 тыс. км3 [Рудой, 1990; Бутвиловский, 1993; Гросвальд, Рудой, 1996].

Максимальное развитие приледниковых озер Горного Алтая пришлось не на максимум оледенения, а на одну из стадий его деградации. Ледниковые плотины этой стадии, восстановленные по соответствующим моренам, были сравнительно маломощны, и их дальнейшее снижение означало бы полную деградацию озер. Есть также данные, позволяющие судить об абсолютном возрасте озерных стадий. Судя по 14С-датировкам, последний прорыв Чуйско-Курайской озерной системы, после которого ее ледяная плотина уже не восстанавливалась, произошел около 13 тыс. лет назад. Тогда же, а именно, 12-13 тыс. лет назад, исчезли и остальные ледниково-озерные системы Алтая [Рудой, 1995].

Сравнение высот Алтая с уровнем его древней границы питания (снижавшейся, как уже говорилось, на 1200-1300 м [Варданянц, 1938]) приводит к заключению, что оледенение горной страны было полупокровным. О том же писали, базируясь на геоморфологических данных, В.П. Не-хорошев, А.И. Москвитин и другие геологи. На месте межторных котловин эти авторы восстанавливали "ледоёмы", т.е. особенно мощные скопления льда, становившиеся локальными центрами его растекания. Как считают, местами таких ледоёмов были Чуйская, Курайская, Уймонская, Джулукульская и некоторые другие котловины. Правда, далеко не в каждой из них можно видеть следы заполнения льдом. А.Н. Рудой объясняет это тем, что ледоёмы возникали на месте котловинных озер, и древний лед сначала переходил на плав и только потом заполнял котловины. Этот лед создавал ледниковые "покрышки", под которыми сохранялись линзы воды, так что котловинные озера превращались в замкнутые бассейны, подобные подледному озеру Восток в Антарктиде. Так что, в эпоху ледникового максимума во внутренних районах Алтая существовали лишь озера подледного типа, настоящие же подпрудные озера могли появляться только у краев горноледникового комплекса.


3.2.2. Озера Саяно-Тувинского нагорья

Крупные ледниково-подпрудные озера появлялись также в Саянах и Туве. Здесь, правда, до сих пор известно лишь Дархатское озеро, которое возникало в одноименной (Дархатской) котловине. Эта котловина - узкая межгорная впадина на юге Саяно-Тувинского нагорья; она с трех сторон ограничена хребтами высотой около 3000 м, а с четвертой, южной стороны отделена от бассейна Селенги-Мурэна горной грядой, имеющей отметки не ниже 2000 м. Высота днища котловины -1570 м, а уреза воды в р.Шишхид-Гол - Кызыл-Хем (у выхода из котловины) - 1543 м.

По данным А.И.Спиркина [1970], в котловине присутствуют ясные следы обширного водоема: системы абразионных террас и береговых линий, озерные осадки и реликтовые озера. Террасы и береговые линии выработаны в нижних частях склонов котловины, они образуют лестницу, число ее ступеней достигает 25, а самая верхняя лежит на абсолютной высоте 1720 м. Террасовые площадки имеют ширину от 30 до 60 м, их клифы - высоту 3-4 м. Озерные отложения здесь встречаются редко, они представлены супесями и тонкими песками с горизонтальной слоистостью, реже - гравием. Дно впадины образовано двумя террасами - нижней, сложенной ленточными супесями и лежащей на абс. высоте 1550 м, и более высокой, песчаной, имеющей отметки 1560-1600 м.
Дархатское озеро было ледниково-подпрудным: долина реки Шишхид-Гол завалена мореной,
мощность которой доходит до 200 м. Подпружи-вание озера А.И. Спиркин связывает с последним оледенением. При этом он ссылается на морфологическую свежесть морен и озерных береговых линий, а также на находки в них зубов поздне-четвертичных грызунов. К тому же выяснено, что указанные отложения фациально замещаются водно-ледниковыми галечниками, связанными с последним оледенением окружающих гор.

При уровне 1720 м Дархатское озеро имело площадь 2600 км2, а объем его воды превышал 250 км3, т.е. был равен среднему годовому стоку Волги [Соколов, 1952]. Схема и профиль (рис.10) показывают соотношение озера с Шишхидским ледником, представлявшим собой часть Восточно-Тувинского горно-покровного комплекса. Один конец этого ледника двигался вниз по Шишхид-Голу - Кызыл-Хему на запад, другой - на восток, запирая выход из Дархатской котловины. Наибольшая толщина льда, при которой озеро достигало 1720-метрового уровня и сохраняло способность к периодическим прорывам, была рассчитана по формуле Ная [Nye, 1976] и оказалась равной 430 м, а перепад высот между Дархатским озером и г.Кызылом (расстояние 350 км) - не менее 1100 м. Отсюда, средний уклон русла составлял 3/1000, а тот же уклон в верхней половине профиля - 5/1000 [Гросвальд, 1987].

О других приледниковых озерах Саян пока ничего определенного сказать нельзя. По-видимому, они возникали в долинах притоков Ка-Хема, где известны скопления ленточных глин, а также на западе Тоджинской впадины (Восточная Тува) и в долине Верхнего Енисея-Хемчика, непосредственно выше Енисейской "трубы". Последнее озеро упоминалось В.В. Бутвиловским [1993], однако его существование до сих пор не подтверждено наблюдениями.
3.3. Сибирские йокульлаупы и их эффекты

Сопоставление расчетного объема талого стока с позднечетвертичных ледников, окружавших Чуйскую и Курайскую впадины (8,8-8,5 км3/год), с объемами воды в одноименных озерах, позволило сделать вывод, что для заполнения первого из них до горизонтали 2200 м требовалось около 100 лет, а для заполнения второго - не более 30-35 лет [Рудой, 1995]. По такому же расчету, проведенному для бассейна Дархатского озера, время его заполнения до уровня верхней береговой линии (1720 м) составляло 100-130 лет [Гросвальд, 1987]. Таким образом, заполнение подпрудных озер Алтая и Саян происходило за отрезки времени, которые были во много десятков раз короче последней ледниковой эпохи. Тем не менее, их подъем останавливался на указанных отметках, а не продолжался до уровней ближайших седловин. Эти отметки оказывались критическими, после их достижения наступали резкие переломы, и фазы заполнения озер сменялись фазами их внезапных опорожнений.

Профиль 10Б иллюстрирует условия, при которых происходила такая смена фаз. При озерном уровне L расчетная глубина В бассейна, в котором ледник мог плавать подобно айсбергу, оказывалась выше уровня Кызыл-Хема; при этом ледник налегал на ложе (на отрезке MN) и озерный бассейн оставался плотно запертым. Зато при уровне L'. когда отрезок MN редуцировался до точки, гидростатическое давление воды оказывалось достаточным, чтобы вызвать всплывание ледника. Тем самым как раз и создавались условия для начала катастрофического прорыва-йокульлаупа.

Как уже указывалось, все йокульлаупы протекают очень быстро. Гигантские плейстоценовые озера опорожнялись внезапно, а вырывавшиеся из них потоки приобретали огромные скорости и расходы. Значения последних поддаются расчету. Один из старых методов, состоящий в их определении исходя из суммарных объемов сбрасываемой воды, дал следующие значения: на Алтае -в долине Башкауса ниже Тужарского озера - около 100 тыс. м3/с; в долине Катуни ниже Курайского озера - до 1 млн км3/с; в Саянах - в долине Кызыл-Хема - Ка-Хема ниже Дархатского озера - до 400 тыс. м3/с. А скорости сибирских потоков-флад-стримов должны были достигать, а в ряде случаев и превосходить 15-20 м/с [Гросвальд, 1987; Рудой, 1984, 1990].

Однако полученные таким путем параметры оказались занижены. Более новые методы, которые используют данные об уклонах водной поверхности фладстримов, о высоте паводков, крупности валунно-галечного материала русел и морфо-метрии русловых форм, дают другие результаты. Например, использовав эмпирическую связь между глубинами и скоростями прорывных потоков, с одной стороны, и морфометрией гигантской ряби течения, с другой, удалось доказать, что расходы йокульлаупов, сопровождавших мизульские прорывы, доходили до 16-17 млн м3/с [Baker, Costa, 1987; Baker et ai., 1993] .

Данный метод был применен и к исследованию четвертичных йокульлаупов Алтая. При этом А.Н. Рудой [1984] показал, что на участке Платово, расположенном у выхода Катуни на предалтай-скую равнину, скорости фладстрима доходили до 14 м/с, глубины воды в нем - до 40 м, а расходы превышали 560 тыс. м3/с. И это - несмотря на то, что поток здесь распластывался, его глубины и скорости снижались. В горах же эти значения были много выше, например, у выхода из Яломанского озера поток был глубже 400 м, его скорость доходила до 30 м/с, а расходы больше 1 млн м3/с. В Курайской впадине, где рябь течения формировалась на глубине 80-100 м, расходы потока варьировали от 0,2 до 1,8 млн м3/с. А самый мощный фладстрим возникал в долине Чуи при прорывах всей Чуйско-Курайской системы озер (данные российско-американской экспедиции 1991 г. [Baker et al., 1993; Рудой, Бейкер, 1996]). Применив компьютерную программу, выводящую энергию потоков из уравнения Бернулли для устойчивого, постепенно меняющегося течения, эти авторы выяснили, что на верхнем участке Чуй-ского фладстрима, где поток был сравнительно широким, его течение было субкритическим, а на нижнем, совпадавшем с узким ущельем, поток становился сверхкритическим, его глубина достигала 400 м, а пиковые расходы - 18 млн м3/с [Baker et al., 1993; Рудой, 1995]. Последние превышали расходы мизульских потопов, которые до недавнего времени считались самыми мощными на земной суше.

Приведенные пиковые параметры были характерны для тех прорывов Мизулы и Чуйско-Курайских подпрудных озер, которые следовали за внезапным разрушением ледяных плотин. Именно такие коллапсы плотин порождали самые мощные йокульлаупы, при них достигались рекордные скорости и расходы потоков. На Алтае эти рекорды включали глубины фладстримов до 400-500 м, их скорости до 20 м/с (на субкритических участках) и до 45 м/с (на сверхкритических), силу сдвига у дна, составлявшую от 5 тыс. Н/м2 на первых участках до 20 тыс. Н/м2 - на вторых, а также мощности потоков, которые варьировали от сотен тысяч вт/м2 на первых до миллионов вт/м2 -на вторых [Baker et al., 1993]. Если внезапные коллапсы постигали и Шишхидский ледник, то и саянские фладстримы могли иметь расходы, превышавшие 1 млн м3/с. Зато опорожнения подпрудных озер, шедшие без разрушения плотин, через туннели, были не столь быстрыми. На Алтае соответствующие потоки имели расходы не более 1 млн м3/с, их скорости оставались субкритическими. В Саянах те же параметры были еще ниже.

От расходов и скоростей фладстримов зависит их способность производить эрозию ложа и транспортировать наносы, и поскольку эти расходы и скорости были очень высоки, то и их эффекты могли приобретать чрезвычайный размах. Во-первых, это следует из факта, что твердый сток и интенсивность эрозии пропорциональны квадрату расхода русловых потоков и кубу их скорости [Маккавеев, 1955; Чалов, 1997], во-вторых, из геоморфологии долин, испытавших "импакты" йокульлаупов. Раз, как было показано выше, масштабы мизульских и алтайских катастроф были близкими, то мы можем уже априори сказать, что и их геоморфологические эффекты соизмеримы. И если мизульские фладстримы смогли создать циклопические комплексы форм, образующие скебленд [Bretz, 1923; Baker, Nummendal, 1978], то можно не сомневаться - такие же геоморфологические ландшафты непременно обнаружатся и в Сибири.

Так и случилось, ландшафты скебленда теперь известны и в Южной Сибири [Гросвальд, Рудой,

1996]. На Алтае А.Н. Рудым выделен особый -"дилювиальный" (от латинского diluvium, или потоп) - тип морфолитогенеза [Рудой, 1995; Rudoy, Baker, 1993], причем все формы, образующие сибирский скебленд, группируются в три подтипа -дилювиально-эрозионный, дилювиально-эворзи-онный и дилювиально-аккумулятивный.

К первому подтипу отнесены комплексы глубоких каньонов, долин заплеска, ущелий-спилл-веев, эрозионных уступов, параллельных ложбин, а также останцов, имеющих обтекаемую, каплевидную форму. В Северной Америке, в бассейне Колумбии, это - прежде всего, каньоны, которые на 100-150 м врезаны в базальтовое плато. В канадских провинциях Саскачеван, Альберта и Онтарио - ориентированные эрозионные рытвины, параллельные ложбины и бары, похожие на друмлины и флютинг [Shaw, 1994; Shaw et al., 1996; Kor et al., 1991]. На Марсе, в древней истории которого имели место особенно мощные потопы, - также гигантские каньоны и рельеф скебленда [Baker et al., 1991; Komatsu, Baker, 1996; Кузьмин, 1998; Гросвальд, 1999]. На Алтае участки скебленда пока известны лишь в бассейне реки Чаган, где А.Н. Рудой наблюдал систему ветвящихся, изломанных в плане каналов, которые на 50-70 м врезаны в коренные породы. А на Восточном Сая-не один из ярких элементов скебленда - глубокий каньон Кызыл-Хема, прорезающий четвертичные базальты вместе с подстилающими гранитами и метаморфическими породами (рис. 11).


Фладстримами Алтая и Саян созданы переуглубленные участки магистральных долин, которые здесь спрямлены за счет срезания боковых отрогов и конусов выноса. Другие элементы сибирского скебленда - спиллвеи, пересекающие горные седловины, и "ущелья заплесков", образованные там, где водная масса фладстримов не вписывалась в сечение собственных долин и перебрасывалась через водоразделы в соседние. При этом бурные потоки создавали висячие ущелья и аккумулятивные формы, которые своим положением (высоко на склонах) и составом (эрратические глыбы с весом до десятков и сотен тонн) поражают воображение наблюдателей.

Второй подтип тесно связан с первым, к нему относятся следы водопадов и мощных водоворотов. Огромные, диаметром в сотни и глубиной в десятки метров водобойные ванны, воронки и котлы высверливания представляют здесь результаты действия процессов эворзии. Эворзия коренных пород при йокульлаупах происходит чрезвычайно быстро, что объясняется особым механизмом их кавитационного разрушения. Последнее идет на контакте пород ложа с водным потоком, находящимся в состоянии "холодного кипения", т.е. со "взрывчатой" смесью воды и водяного пара. Примером дилювиально-эворзион-ных форм А.Н. Рудой считает котловины Айских озер долины Катуни, другим их примером - живописные "сухие водопады" долины Чулышмана.

Что касается форм третьего, дилювиально-аккумулятивного подтипа, то к ним относятся высокие террасы-бары и гигантская рябь течения, присутствующие почти во всех долинах, выходящих из ледниково-подпрудных озер. На Алтае они хорошо выражены в нижнем течении Чуи, в среднем и нижнем течениях Катуни, а в Восточной Туве в долине Ка-Хема и на днище Тувинской котловины (рис. 12). Эти формы выработаны в толщах слоистых песков, супесей и щебнисто-гравийных отложений, которые вмещают угловатые обломки пород, включая глыбы. Такие толщи накапливались в местах падения энергии фладстримов, а именно, в расширениях долин и за их поворотами, в "тени" контрфорсов. Материал здесь переносился в основном во взвешенном состоянии, поэтому он почти не окатан. Максимальные высоты террас, близкие к 240 м, отмечены в среднем течении Катуни у пос. Иня. К предгорьям террасы снижаются, их высоты убывают сначала до 100 м, а далее, у Горно-Алтайска, до 60 м.

Для поверхностей таких террас характерен уже упомянутый рельеф гигантской ряби течения. Его точным слепком могла бы стать песчаная рябь речных перекатов, будь она увеличена на 2-3 порядка, а ее материал заменен на валунно-галечный. Как и речная рябь, эти формы образуют асимметричные гряды, ориентированные поперек долин, их средние высоты составляют 7-10 м, а длины "волн"-80-100 м [Baker, Bunker, 1985]. Алтай стал первым районом России, где была обнаружена гигантская рябь течения, причем именно по ней были выявлены четвертичные йокульлаупы. Здесь, как и в других местах, индивидуальные знаки ряби имеет форму барханов, которые объединяются в извилистые гряды; иногда их рельеф приобретает сетчато-ячеистый рисунок, подобный рыбьей чешуе (см. рис.12). Профили гряд обычно асимметричные, их выпуклые склоны, обращенные вниз по течению, крутые (15-20°), а вогнутые (внутренние) пологие (3-5°). Ширина гряд варьирует от 3-5 до 100 м, высота от 1 до 10 м. Рекордные размеры ряби течения отмечены на правобережье р. Тете в Курайской котловине, где длина волн доходит до 200 м, а высоты гряд - до 15 м и более. Террасы с гигантской рябью слагаются галечно-валунным материалом, который обычно окатан и имеет диагональную слоистость, согласную с падением ди-стальных склонов гряд.

Отдельный интерес представляет вопрос о взаимодействиях ледниково-подпрудных озер равнин и гор. Они располагались в два яруса, и прорывы озер горного яруса должны были влиять на гидродинамику озер равнин. Очевидно, что всякий раз, когда водные массы, соизмеримые с годовым стоком Волги и имевшие скорости в 60-80 км/час, "врывались" в Енисейское и Мансийское озера, последние получали мощнейшие гидравлические удары. И хотя сила этих ударов пока не оценивалась, легко предсказать, что они вызывали вспышки турбулентности, подъемы озерных уровней и перекосы их поверхностей, появление волн, похожих на цунами. В число их последствий должны были входить "накаты" озер на водоразделы, создававшие на них завалы озерных льдов, размыв озерных осадков и террас, прорывы воды из озер сразу в нескольких направлениях.

Итак, обычный (квазистационарный) сток из районов оледенения Алтая и Саян временами становился катастрофическим. Бесспорные следы гидросферных катастроф - прорывов ледниково-подпрудных озер - выявлены в долинах Бии, Катуни, Чулышмана, Чуи, Башкауса, Кызыл-Хема и Ка-Хема. Потоки этих долин могли иметь расходы в миллионы кубометров в секунду.




Изложенный выше материал касается Алтая и Саян. Однако следы ледниково-подпрудных озер есть и в других горных районах Сибири и Центральной Азии. Они известны в Прибайкалье и Забайкалье - в долинах Витима, Селенги, Верхней Ангары, Киренги [Базаров, 1986; Осадчий, 1995, и др.], на Северном Тянь-Шане и в бассейне Амура. По нашим реконструкциям [Fastook, Grosswald, 1998; Grosswald et al., 1994; Grosswald, Kuhle, 1994], даже такие крупные озера, как Иссык-Куль и Байкал, периодически запирались ледниками. Причем вполне очевидно, что все они были источниками периодических йокульлаупов.





Рис.12. Поля гигантской ряби течения

Слева - на 20-30 - метровой террасе Ка-Хема, 3 км выше Кызыла (Тува); справа - на правом берегу р. Тете, Курайская впадина (Горный Алтай). Перспективный аэроснимок П.А. Окишева и плановый аэроснимок



3.4. Выводы
В плейстоцене Сибири и Центральной Азии комбинация горно-покровного оледенения с рельефом хребтов и впадин, типичным для азиатских нагорий, создавала условия, которые были благоприятны для появления больших ледниково-подпрудных озер и гидросферных катастроф. Причем, между масштабами ледников, величиной подпрудных озер и мощью таких катастроф выявляется прямая зависимость: чем интенсивнее оледенение, тем крупнее связанные с ним озера, и чем объемнее озера, тем грандиозней потопы, возникавшие при их прорывах.

Сибирские йокульлаупы принадлежали к числу мощнейших на Земле. В частности, при прорывах плейстоценовых озер Алтая глубины прорывных потоков достигали 400 м, их скорости - 20-45 м/с, а максимальные расходы воды - 18 млн м3/с. Такие катастрофы были важным агентом рельефооб-разования, хотя их следы до сих пор малоизвестны и весьма часто толкуются превратно. Таким образом, знаменитые "мизульские потопы" не были уникальны и неповторимы, как это еще недавно считалось.

В горах Евразии - на Алтае и Саяно-Тувинском нагорье, а также на Тянь-Шане и в Забайкалье, которые, как и Кордильеры Северной Америки, подвергались сильному оледенению, катастрофы мизульских масштабов были скорее правилом, чем исключением. Комплексы форм, созданных этими катастрофами, должны стать объектом специальных геоморфологических исследований. Они будут полезны при выявлении следов гидросферных катастроф в других областях, в том числе на равнинах.

"Вид всей этой страны такой, как будто бы ее пропахали гигантским плугом, или, как будто кто-нибудь провел на еще мягкой поверхности ея борозды громадными пальцами... "

К.М. Бэр [1856, с. 198]





Достарыңызбен бөлісу:
1   2   3   4   5   6   7   8   9


©kzref.org 2019
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет