АЛТАЕ-САЯНСКАЯ ГОРНАЯ ОБЛАСТЬ

Григорий Лазуков

Смотрите также:

Териофауна плейстоцена

 Четвертичный период

Мамонты

Ледниковый период

Межледниковые периоды и оледенения ...

Нижний плейстоцен - гюнц-миндель

Поздний плиоцен — плейстоцен

Средний плейстоцен - миндель-рисс и рисс

Палеонтология  

ПАЛЕОНТОЛОГИЯ ПОЗВОНОЧНЫХ

Учебник по теории эволюции

Дрейф материков и климаты Земли 

Палео-климатология 

Происхождение и эволюция растений

Мейнен: ИЗ ИСТОРИИ РАСТИТЕЛЬНЫХ ДИНАСТИЙ

Палеоботаника

Палеофлористика

Палеогеография

 вымирания древних фаун 

ПРИЧИНЫ ВЫМИРАНИЯ МАМОНТОВ

ВЫМИРАНИЕ МАМОНТОВОЙ ФАУНЫ. Голоцен

Основные особенности тектонического строения и рельефа.

Алтае-Саянская область с запада на восток протянулась почти на 1500 км. Максимальные высоты 4—5,5 км. Область богата природными ресурсами, особенно полезными ископаемыми (цветные металлы, каменный уголь, бокситы, фосфориты и др.). Для рационального ведения поисков большое значение имеют генезис отложений и рельефа, история осадконакопления и др.

Алтае-Саянская область представлена рядом горных систем (Алтай, Западные и Восточные Саяны, Салаирский кряж), межгорных впадин и нагорий (Минусинская впадина, Кузнецкая котловина, Кузнецкое нагорье и др.). Несмотря на общие черты развития, каждое из названных образований имеет индивидуальные особенности.

Алтае-Саянская область — сложная система крупных сводообразных структур, осложненных разномасштабными разломами. Ими в основном предопределены направления хребтов, нагорий, впадин и речных долин. Наиболее высокие хребты имеют альпийский рельеф, обусловленный поднятиями н экзарацией ледников. В основном Алтае-Саянская область — возрожденные горы, возникшие на месте платформ в альпийскую складчатость. Коренные породы представлены докембрийскими и палеозойскими образованиями, а в некоторых районах широко распространены мезозойские, реже палеогеновые породы.

Начальные этапы формирования уходят в архей и протерозой, когда в геосинклиналях происходили горообразовательные процессы и возникли участки земной коры платформенного типа. Позже происходили процессы консолидации, горообразования и расчленения. К концу неогена возникло сложное структурно-тектоническое образование, рельеф которого был близок к современному.

В Алтае-Саянской горной области четко выделяются крупные типы рельефа: 1) высокогорные альпийского типа хребты (3—4 км и выше); в новейший этап они испытывали наиболее интенсивные поднятия (на Алтае до 3—4 км, а Саянах до 1,5—2 км); 2) сред- негорный рельеф (1,2—2 км) с глубинами расчленения 0,4—0,6 км, предопределенными меньшими амплитудами поднятий (хотя и здесь они достигали местами 2—2,5 км); 3) низкогорный рельеф (0,3—1 км), приуроченный к периферии области; он имеет мягкие очертания, меньшую глубину (0,2—0,4 км) и густоту расчленения; амплитуда движений и здесь достигла 1,0—1,2 км; 4) внутригор- ные и межгорные впадины с днищами на различных высотах (250— '00 м), представляющие собой своеобразные геолого-геоморфологические образования с равнинным рельефом, преобладанием аккумуляции над эрозией. Длина некоторых впадин 80—100 км, а ширина 40—50 км (Чуйская, Бухтарминская и др.). Минусинские впаднны имеют общую длину 350 км, а шнрнну до 200—220 км.

Многие участки высокогорного рельефа — центры современного оледенения. Они характеризуются узкими гребнями, отдельными пиками, крутыми склонами и глубоким (до 1500—2000 м) расчленением. Широко распространены кары, карлинги и троговые долины. Экзарация ледников играла одну из главных ролей в придании многим хребтам альпийского облика. Нередко участки альпийского рельефа возвышаются над поверхностями выравнивания на 500— 800 м. В-то же время на высокогорных хребтах (в том числе и в их гребневой части) имеются участки поверхностей выравнивания (от среднегорий до высокогорий). Выделяется до трех-четырех поверхностей. Однако большинством исследователей признается одна поверхность выравнивания. Ее разновысотность объясняется сводообразным воздыманием горных массивов и их раздробленностью разломами. Такое объяснение согласуется с материалами по большинству районов. Главная фаза выравнивания была во второй половине мезозоя — палеогене. В это время Алтае-Саянская область была низкогорной страной типа мелкосопочника, с глубиной расчленения около 300—500 м. В неогене в некоторых впадинах шла аккумуляция мощных (до 500—700 м) толщ в основном аллювнально-озерных отложений.

Плиоцен-плейстоценовое время характеризовалось интенсивными тектоническими движениями, вызвавшими значительное врезание, сопровождавшееся аккумуляцией мощного гравиино-галечни- кового аллювия. Подошва аллювия нередко залегает ниже уреза современных рек. Особенно отчетливо это зафиксировано в Чуй- ской и Минусинской котловинах, в Предалтайской равнине. В ряде районов имеются плейстоценовые базальтовые покровы. В Туве, например, есть участки, где базальтами перекрыты верхнеплейстоценовые отложения. О тектонической активности свидетельствуют выходы горячих источников и нередкие землетрясения. Кузнецкое землетрясение 1898 г. имело 11 баллов.

Краткая историческая справка

Наиболее ранние исследования относятся ко второй половине XIX в. (П. А. Кропоткин, И. Д. Черский, Г. И. Гране, В. А. Обручев). Уже в это время выявились различия во взглядах на древнее оледенение. П. А. Кропоткин отстаивал представления о покровном оледенении, а И. Д. Черский — о горно-долинном. Долгие годы изученность горной страны оставалась слабой. Значительный перелом наступил в начале 50-х годов XX в., когда широко развернулись геолого-геоморфологическая съемка, поиски полезных ископаемых, инженерно-геологические исследования (особенно при строительстве ГЭС Саяно-Шушенской, Усть-Каменогорской н др.). В их проведении участвовали коллективы ВСЕГЕИ, ВАГТа, Геологического института АН СССР, геологических управлений и других учреждений. Были получень' обширные материалы, послужившие базой для многих построении К настоящему времени наиболее изучен плейстоцен Алтая. Наибольший вклад в изучение стратиграфии и палеогеографии плейстоцена внесли О. М. Адаменко, Б. А. Борисов, С. ГГ. Горшков, jVi. Г. Гросвальд, И. С. Гудилин, Е. В. Девяткин,. Н. А. Ефимцев, jl. Н. Ивановский, Г. Ф. Лунгерсгаузен, Н. И. Михайлов, М. Н. На- рорский, В. П. Нехорошее, С. В. Обручев, П. А. Окишев, О. А. Ра- ковец, В. А. Растворова, 3. А. Сваричевская, А. А. Свиточ, |О. П. Селиверстов, J1. И. Семихатова, М. В. Тронов, М. А. Усов, 0. С. Чумаков, Е„ М. Щербакова, Е. Н. Щукина, Я. С. Эдель- щтейн и др.

Современное оледенение

Геоморфологическая разнородность области сказывается на ее климате. В западных районах Алтая выпадает до 1500—2000 мм осадков, в Саянах — в среднем 700—800 мм, а во внутригорных впадинах — всего лишь 100—200 мм. Такие различия не могут не сказываться на размерах оледенения. Наибольшие площади оледенения и максимальные размеры ледников на Алтае. Современная снеговая линия колеблется здесь от 2300 до 3500 м. Наиболее крупные ледники спускаются до 1950 м, оканчиваясь в лесном поясе. Общая площадь алтайских ледников более 900 км2, а количество ледников более 1000. Главные центры оледенения — Южный Алтай, Катунский, Южно-Чуйский и Северо-Чуйский хребты. На Катунском хребте сосредоточено около 40% всех ледников Алтая. Ледники горно-долинные, каровые, есть висячие. Площадь большинства каровых ледников от 0,1 до 1 км2. Наиболее крупные ледники на Алтае: Большой Талдуринский (28,2 км2), Табын-Богдо- Ола (22,5 км2), Алахинский (19,2 км2), Софийский (17,6 км2) идр. Площадь ледников достигает 10—15 км2. Длина крупных ледников 10—11 км. Каровые и висячие ледники есть н в Восточном Саяне (выше 3 км). Выше 3 км располагается и снеговая линия. Площадь оледенения несколько более 25 км2. Длина наиболее крупного ледника около 3,5 км, а площадь 1,28 км2. .Всего в Восточном Саяне около 30 ледников. В Западном Саяне ледников нет, хотя перелетки имеются.

Стратиграфия и палеогеография конца плиоцена и плейстоцена

Хотя разрезов плиоцен-плейстоценовых отложений много, их Расчленение и корреляции сильно затруднены из-за слабой изученности н плохой палеонтологической охарактеризованности. Наиболее полные разрезы во впадинах и долинах. Обычно разрезы представлены отложениями отдельных эпох.

Плиоценовые отложения

Как указывалось выше (см. гл. 2), они широко распространен на юго-востоке Западной Сибири и переходят в предгорные районы Алтая, где они широко представлены в Приобском степном плато. В самом Алтае плиоценовые отложения имеются в ряде внутри- и межгорных впадин. Есть они в Саянах, Кузнецкой и Минусинской котловинах и других районах. Наиболее полно изучены в Чуйской впадине. Плиоценовые отложения залегают чаще всего ниже уреза рек ( 33). В конце плиоцена основные хребты, межгорные впа дины и речные долины существовали уже в близком к современно му виде. Преобладание поднятий отражается в значительно более грубом составе отложений (по сравнению с более древними мио- плиоценовыми отложениями), представленных суглинками, глинами, известняками и др. В верхнем плиоцене происходила резкая смена озерной аккумуляции образованием аллювия и пролювия. Такая тенденция развития характерна для многих районов.

В течение большей части неогена формировалась поверхность выравнивания. На ней имеются покровы базальтов. Конец неогена характеризовался оживлением поднятий и эрозионной деятельности. Об этом свидетельствуют в ряде впадин мощные толщи гравий- ногалечных, а иногда и валунных отложений.

Плиоценовые отложения бекенской свиты характеризуются грубым составом и большими мощностями. В краевых частях Чуйской впадины, например, они достигают 70—100 м, а в центральных уменьшаются до 20—25 м. Это озерные, озерно- и аллювиально- пролювйальные отложения. Они нередко загипсованы, что свидетельствует об аридности климата. Спорово-пыльцевые спектры лесостепного и степного типа. Они образовались в эпоху Матуяма.

На Предалтайской равнине в Кузбассе и ряде других районов в позднем плиоцене шла аккумуляция отложений кочковской свиты, широко распространенной и на юго-востоке Западно-Сибирской равнины. Отложения в основном делювиально-пролювиальные,. представлены часто красновато-бурыми известковистыми глинами с довольно значительным количеством гравийно-галечникового материала. Нередко (особенно в верхней части разреза) имеются горизонты погребенных почв. В последние годы эти отложения подразделены на ряд самостоятельных свит, формировавшихся в верхнем плиоцене и, возможно, в нижнем плейстоцене.

В Саянах плиоценовые отложения редки, а там, где есть, представлены в основном гравийно-галечниковыми отложениями, залегающими в днищах долин или на террасовидных площадках склонов. На их поверхности маломощный (1—3 м), нередко сильно оже- лезненный и выветрелый гравийно-галечниковый аллювий. Стратиграфическое расчленение и определение возраста отложений еще до конца не сделано.

В котловинах (Кузнецкой, Минусинской и др.) верхнеплиоценовые отложения распространены шире. Это часто песчаные или су- песчано-суглинистые отложения красно-бурого или темно-серого цветов. Мощности небольшие (15—20 м), но местами достигают 100 м и более. Палинологические данные указывают на преобладание древесной пыльцы при господстве пыльцы ели, пихты, тсуги. Встречается (редко) и пыльца широколиственных. Корреляции их с отложениями Алтая неопределенны из-за слабой палеонтологической охарактеризованности.

К верхнему плиоцену относят отложения башкаусской свиты, распространенной во впадинах и у подножья хребтов. Это довольно хорошо окатанные, грубослоистые галечники и конгломераты мощностью до 250—300 м. Местами разорваны, смяты в складки. Крупнообломочный материал нередко сильно выветрелый. До недавнего времени башкаусские отложения многими принимались за ледниковые отложения нижнего плейстоцена. Однако более тщательное Изучение убедило в том, что это в основном аллювиальные и про- лювиальные, а может быть, частично, ледниковые отложения. Большие мощности, грубый состав, залегание в днищах глубоких долин свидетельствуют о значительных поднятиях и об активности эро- зионно-аккумулятивных процессов. Башкаусская свита многими исследователями датируется теперь концом плиоцена — началом плейстоцена, что подтверждается и палеомагнитными данными в разрезе Чаган: низы свиты формировались в эпоху Матуяма, а верхи— в эпоху Брюнес. О благоприятном климате времени образования башкаусской свиты говорят находки остракод, известковистых водорослей, значительная диагенетическая переработка глинистого материала, а также палинологические данные, которые позволяют реконструировать степные и лесные ландшафты. В небольшом количестве произрастали широколиственные породы, исчезнувшие в начале плейстоцена.

Плейстоценовые отложения

По вопросам их генезиса, возраста, а также по проблеме древнего оледенения существуют разногласия. Возникли они еще в начальной стадии изучения. Уже тогда выделялось от одного до трех- четырех оледенений и некоторыми признавался их покровный характер. Считалось, что льды доходили до периферии Алтая и даже выходили из гор. В дальнейшем выяснилось, что такие построения ошибочны, за ледниковые отложения принимались аллювий, пролювий и др. Трактовка ледниково-аккумулятивного рельефа более единодушна. Однако относительно трогов (особенно среднеплейсто- ценовых) такого единства нет, так как не всеми признается их ледниковый генезис. В большинстве горных массивов (Алтай, Восточный и Западный Саяны, Тувинское нагорье, Кузнецкий Алатау и др.) следы оледенения датируются верхним плейстоценом. Следы среднеплейстоценового оледенения значительно менее многочисленны. Ледниковые отложения нижнего плейстоцена крайне редки. На Алтае, например, они известны лишь в одном разрезе Чаган (бассейн Чу).

Однако в последние годы в нижнем плейстоцене Алтая вновь стали выделять два оледенения (Стратиграфия СССР..., 1984), а в среднем плейстоцене — три. Это получило отражение в унифицированной стратиграфической схеме, утвержденной МСК в 1981 г. Разрезы достоверных межледниковых отложений единичны. Для Тувы следы ранне- и особенно среднеплейстоценового оледенении многими исследователями указываются на значительной площади- Однако ледниковый генезис их признается не всеми.

Нижний плейстоцен. Отложения этого времени изучены слабо. Одни ученые считают, что они встречаются очень редко, другие их выделяют во многих районах. В Горном Алтае наиболее древними (доледниковыми) считаются отложения телецкой свиты, представленные аллювием, озерными, аллювиально-озерными и пролюви- альными песками и галечниками. Из них извлечено значительное количество пыльцы древесных пород (в том числе и широколивенных). Отложения этого возраста выделяются и во впадинах. В Минусинской впадине, например, к ним относят аллювий 120— 135-метровой террасы (пески, глины мощностью 5—10 м). В них определено значительное количество пыльцы древесных пород (в том числе и широколиственных).

Следы раннеплейстоценового оледенения некоторыми исследователями признаются лишь для Чуйской впадины (разрез реки Чаган). Разрез опорный, в нем вскрываются мощные (более 200 м) отложения бекенской и башкаусской свит, а также почти 150-метровая толща нижне- и среднеплейстоценовых отложений. Разрез изучался многими исследователями (Е. Н. Щукиной, Е. В. Девяткиным, О. А. Раковец и др.). Комплексное изучение разреза выполнено А. А. Свиточем и др. (1978). Нижнеплейстоценовые отложения представлены несортированными валунно-галечными образованиями ледникового генезиса (до 9 м мощности). В их заполнителе много супесчано-суглинистого материала, что характерно и для более молодых морен. На башкаусских отложениях морена залегает с размывом, а перекрывается озерно-аллювиальными и ледниковыми отложениями среднего плейстоцена. Термолюминесцентная датировка морены 476+51 тыс. лет. Она получена до усовершенствования метода датирования, поэтому относиться к ней надо осторожно. В ряде впадин (Минусинская и др.) к нижнему плейстоцену относятся аллювиально-пролювиальные отложения разнообразного состава (от галечников до глин). Их мощности достигают десятков метров. Из них известны находки Bison cf. schoetensacki.

Другие исследователи считают, что нижнеплейстоценовые отложения распространены в большинстве районов Алтае-Саянской области. Они выделяют отложения двух ледниковий и межледниковья, к моренам относятся преимущественно валунно-галечниковые отложения, в том числе и те, которые выделялись Е. Н. Щукиной (1960) как морены катунского ледниковья. Однако в последующие годы эти отложения многие исследователи стали относить в основном к аллювию и пролювию.

Думается, что генетическая диагностика этих отложений нуждается в дополнительном обосновании.

Средний плейстоцен. Стратиграфо-палеогеографическая интерпретация разрезов среднего плейстоцена также неоднозначна и дискуссионна. Имеются сторонники одного, двух и даже трех оледенений.

Расхождения относительно числа оледенений в среднем плейстоцене объясняются главным образом разногласиями в генетической трактовке валунно-галечно-песчаных отложений. Одни принимают их за морены, другие — за аллювиальные и пролювиальные образования. Слабая палеонтологическая охарактеризованность отложений. Часто за основу палеогеографических реконструкций берут Палинологические материалы из валунно-галечно-песчаных отложений без учета их переотложения. При определении геологического возраста опираются нередко на термолюминесцентные датировки.

Однако из-за несовершенства метода они также еще не могут служить надежной базой.

Отложения первой половины среднего плейстоцена встречаются очень редко. Это алЛювий и аллювиально-озерные отложения (су. глинки — глины и пески). К этой эпохе относят и формирование лёссовидных супесей и суглинков, соответствующих части краснодубровской и монастырской свит. Пыльца указывает на произрастание хвойных лесов с незначительным участием дуба и липы, имеются находки теплолюбивого моллюска Corbicula fluminalis. В верхней части разреза количество пыльцы древесных пород уменьшается, а содержание пыльцы трав увеличивается, что, вероятно, отражает похолодание, соответствующее самаровскому оледенению.

Ледниковые среднеплейстоценовые оледенения встречаются чаще в периферических частях впадин и достигают десятков метров мощности. Чаще следы оледенения представлены экзарационным рельефом, слабо выраженным и встречающимся фрагментарно. Многие следы среднеплейстоценового оледенения оспаривают и относят их к позднеплейстоценовому оледенению. Одни исследователи считают, что среднеплейстоценовые ледниковые отложения распространены внутри границ верхнеплейстоценового оледенения, а оледенение было горно-долинным. Другие максимальным считают сред неплейстоценовое оледенение, льды которого достигали предгорий. Некоторые исследователи выделяют два или даже три оледенения. Три оледенения выделены и в унифицированной стратиграфической схеме (1981).

П. А. Окишев (1982) для ряда районов Алтая (Телецкое озеро, Чуйская котловина и др.) указывает среднеплейстоценовый ледни- ково-аккумулятивный рельеф довольно хорошей сохранности (в об- , щем близкой к сохранности верхнеплейстоценового рельефа). Нет ли здесь ошибки в определении возраста, ибо очень трудно допустить хорошую сохранность рельефа со среднего плейстоцена в районах с интенсивным рельефообразованием.

Среднеплейстоценовые морены — неслоистые гравийно-галечно- валунные образования с заполнителем в виде песка, супесей и суглинков. Их мощности до десятков метров. В некоторых районах j (например, плато Укок) описаны морены, в которых много сильно | выветрелых валунов. Среди них есть и эратические валуны, встречающиеся за пределами распространения верхнеплейстоценового ледника. Иногда, особенно во впадинах и долинах, имеются озерно- ледниковые отложения — ленточно-слоистые глины и алевриты. Чище же это гравийно-галечно-валунные и песчаные отложения, очень сходные с флювиогляциальными отложениями. О былых подпрудах свидетельствуют и локальные террасы. Их высоты, состав и мощности отложений изменяются от одного подпрудного бассейна к другому. Для долины Катуни, например, указывают до 30 локальных террас, сложенных гравийно-галечным и валунным материалом. Наибольшая высота их до 300—350 м. В других районах Ал- тае-Саянской области следы среднеплестойценового оледенения ме- цее выразительные, чем на Алтае. К ним относят участки долин, которые принимают за плохо сохранившиеся троги. Плечи трогов возвышаются над днищем долин на 300—800 м. Однако троговая природа долин признается не всеми.

Большинство исследователей считают, что оледенение было гор- но-долинным. Лишь местами допускаются ледниковые шапки (плато Укок, бассейны Бии, Чулышмана и др.), из которых отток льда происходит в разные стороны. Наряду с ними были ледоемы, т. е. значительные скопления льда в котловинах и широких долинах. Сторонники максимальных размеров среднеплейстоценового оледенения Алтая считают, что ледники были не только в высокогорных, но и в низких горах. Допускается, что в отдельных районах оледенение было полупокровным. Так, П. А. Окишев считает, что по долинам Бии и Катуни ледники доходили до предгорий Алтая. Однако такое заключение базируется на малом фактическом материале. В долине Катуни он относит к этому оледенению основную морену, озы, камовые террасы и ребристую морену (своеобразный грядовый рельеф, сложенный мореной).

В котловинах среднеплейстоценовые отложения имеют большие мощности и залегают часто ниже уреза рек. Иногда они встречаются и на междуречьях (до 400—500 м). В горах им соответствуют 100—200-метровые террасы. Например, р Кузнецкой и Минусинской котловинах происходила аккумуляция преимущественно суглини- сто-глинистых лёссовидных, в основном субаэральных отложений. Их мощность десятки метров. Спорово-пыльцевые анализы показывают смену типов спектров: в нижней части много древесной пыльцы (в том числе и хвойных). Изредка встречается пыльца широколиственных пород. В верхней части преобладает пыльца трав и кустарничков. Пыльцы темнохвойных пород практически нет. Вероятно, формирование нижней части происходило в первой половине среднего плейстоцена (тобольское межледниковье), а верхняя образовывалась в самаровское оледенение. Подобное двучленное строение фиксируется в районе Телецкого озера, в долине Башкау- са и др. Здесь под ледниковыми среднеплейстоценовыми отложениями в 100—125-метровых террасах известны озерные отложения, в которых до 60—90% древесной пыльцы (в том числе 50—60% ели и 45—90% кедра).

Верхний плейстоцен. Межледниковые отложения, разделяющие образования средне- и верхнеплейстоценовых оледенений, как правило, отсутствуют, а там, где они есть, датируются весьма условно. К этой эпохе относят фазу сильного врезания и накопления аллювия низкой террасы, высоты (от 20 до 40 м и более) и порядковый Номер которых в разных районах разный (II, III, IV). Фаза врезания прослеживается не только в горах, но и во впадинах. Аллювий в основном несчано-галечниковый. В некоторых долинах нижняя часть этой террасы сложена суглинками и глинами, перекрытыми песчано-галечными отложениями. В них найдены остатки мамонтов, шерстистых носорогов, быков и др. В некоторых разрезах явно преобладает пыльца деревьев (есть единичные зерна липы, вяза дуба). Эти хотя и малочисленные данные позволяют говорить, что климат первого позднеплейстоценового межледниковья был благо- приятным.

Наиболее выразительно и на широкой площади сохранились отложения и рельеф позднеплейстоценового оледенения. Общая площадь его только на Алтае 32—35 тыс. км2, т. е. более чем в 35 раз превышала площадь современного оледенения. Объем льда оценивается в 9500 км3, а средняя мощность льда — 250—300 м. Депрессия снеговой линии в основных ледниковых центрах 800—850 м, а местами 600—650 м. Наиболее крупные ледники Алтая оканчивались на высотах около 1400—1500 м, местами 1000—1100 и даже 900 м. Длина ледников достигала 30—35 км, но были и значительно большие ледники. Так, Чулышманский ледник имел длину до 280 км. Его край доходил до Телецкого озера. Наибольшие мощности 800—1000 м. Существенно изменялся речной сток. Считается, что сток бассейна Чуй сокращался на 85—95%, т. е. свободными ото льда оставались только нижние участки долин.

В других районах оледенение было заметно меньше. В Западном Саяне днища наиболее низких каров фиксируют на высотах до 1700—1800 м, а морены — до 1200—1600 м. В Восточном Саяне понижение снеговой линии составляет 700—800 м. Наиболее низко расположенные морены находятся на высотах 1000—1500 м. В Туве днища наиболее низких каров располагаются на отметках 1750— 2000 м. Морены представлены плохосортированными и неслоистыми галечно-валунными отложениями, нередко обогащенными пес- чано-суглинистым материалом. Иногда морены представлены плохосортированными супесями и суглинками с валунами и галькой (от 5—10 до 50%' от объема морены).

Максимальное распространение ледников и стадий их деградации прослежены во многих районах. Они представлены конечно- моренными грядами, валами, береговыми моренами, днищами каров, трогами. Хорошо выраженные троги обычно только в пределах голоиенового оледенения. В связи с этим Л. Н. Ивановский совершенно справедливо считает, что троги надо очень осторожно использовать при реконструкции размеров и мощностей ледников. Альпийский характер высокогорных районов обусловлен в основном экзарационной деятельностью ледников (за счет разрастания смежных каров образовывались островершинные пики и гребни). Нередко имеются лестницы каров; в Восточном Саяне, например, они располагаются в интервале высот 1200—1500 м.           j

Большинство исследователей современные кары признают за об- ! разования позднепдейстоценовых ледников. Однако вряд ли это всегда справедливо, ибо четко выраженные и крупные кары образовывались не только (может быть и не столько) в верхнем плей стоцене, а являются результатом совокупной деятельности ледников всех оледенений. На преобладающей площади позднеплейстоцено , вого оледенения сохранность ледниково-аккумулятивного рельефа хорошая, за исключением некоторых районов. Это бывает характерно и для голоценовых образований. В некоторых долинах и эк3арационный и аккумулятивный рельеф вообще отсутствует (подобные факты есть и по другим горным системам).

Несмотря на хорошую сохранность ледниково-аккумулятивного рельефа, в определении типа оледенений нет единодушия. Большинство исследователей признают горно-долинное оледенение, другие выделяют и полупокровное. Допускается оледенение и в ряде сред- негорных районов. По имеющимся данным оледенение было горнодолинным, местами сетчатое (за счет слияния ледниковых центров смежных хребтов). Характерная особенность оледенения — ледое- мЫ, образовывавшиеся в межгорных котловинах. Из них ледники растекались в разные стороны по прилегающим к ним долинам. Для Горного Алтая (бассейны Чулышмана, Башкауса и Телецкого грабена) указывают ледоем до 20000 км2, максимальная мощность льда до 2000 м.

В высокогорных районах со значительными участками поверхностей выравнивания ледники были больших размеров. Существенное значение в их формировании имели метелевый перенос, экспозиция и характер склонов. На некоторых хребтах ледники на подветренных склонах были в несколько раз больше, чем на наветренных. П. А. Окишев считает, что в ледниковые эпохи на Алтае снижались в основном летние температуры (на 4—5°). Происходило уменьшение таяния снега, что вело к накоплению льда. Сколько- нибудь значительного увеличения количества осадков не было. Думается, такое допущение вполне справедливо. Т. Д. Боярская (Сви- точ и др., 1978) считает эпоху позднеплейстоценового оледенения наиболее холодной и континентальной в связи с сильным сокращением площадей лесов и расширением площадей тундро-степей и лесотундры. Отдельные участки были заняты лиственничными редколесьями.

В большинстве районов нет достоверных доказательств для выделения в позднем плейстоцене двух самостоятельных ледниковых эпох. Даже для Алтая, т. е. наиболее изученного региона, этот вопрос твердо не доказан из-за отсутствия хорошо палеонтологически изученных межморенных отложений. Однако многие исследователи выделяют два мегастадиала. По степени сохранности рельефа они не отличаются. Первый мегастадиал был максимальным и помимо отложений представлен двумя конечно-моренными грядами. Второй был меньшим. Максимум оледенения был около 13 тыс. лет назад, что фиксируется конечными моренами.

Начиная с максимального продвижения льдов второго мегаста- Диала (около 13 тыс. лет назад), происходила непрерывно-преры- нистая деградация ледников, сопровождающаяся наступательными Подвижками. Так, в XVII—XIX вв. было наступание ледников и понижение снеговой линии на 60—75 м. С XIX в. оледенение Алтая Находится в стадии деградации. Особенно это заметно на малых Ледниках. За это время площадь алтайского оледенения сократилась на 160 км2. Геолого-геоморфологические данные по голоцец, дают вполне веские основания для вывода о том, что за это вре^у ледники на Алтае не исчезали. Не исключено, что полного исчезло вения ледников в высокогорных районах не было в течение всего плейстоцена.

Заключение

Несмотря на индивидуальные особенности развития различных горных систем, имеются и общие черты. В плейстоцене все горные системы испытывали воздымания. Характер и особенности поднятий предопределялись структурно-тектоническим планом. Как и равнины, горы претерпели неоднократные, в основном горно-долин- ные оледенения. Главной причиной чередования оледенений и меж- ледниковий, как и на равнинах, были изменения климата. По мере движения на восток, т. е. в области с более континентальным климатом, интенсивность оледенения уменьшалась. Эта особенность, подмеченная еще в 30-е годы, подтверждается всеми новейшими материалами. Помимо климатических причин, характер оледенения предопределялся в значительной мере орографическим фактором. Последний оказывал иногда решающее влияние на тип оледенения. Велика роль неотектонического фактора (в фазы наиболее крупных поднятий создавались обычно более благоприятные условия для расширения площадей ледников). Максимальным было среднеплейстоценовое оледенение. Однако в связи с особенностями тектонических движений и орографии в ряде районов максимальными оказывались ранне- или позднеплейстоценовые оледенения.

К содержанию книги: Лазуков Г. И. - Плейстоцен территории СССР