В.С.Кулаков

ДРЕВНЕЕ И СОВРЕМЕННОЕ ОЛЕДЕНЕНИЯ СЕВЕРНОЙ МОНГОЛИИ (ПРИХУБСУГУЛЬЕ)

Северная Монголия в пределах Прихубсугулья в плейстоцене относилась к районам, охваченным оледенением. Об этом свидетельствуют рельеф и отложения ледникового генезиса, широко распространенные от Бусингольской впадины на западе до северной оконечности Восточно-Хубсугульского плоскогорья (хр. Хэвэн-Залуу-Урийн-Сардаг) на востоке, от Восточного Саяна на севере до верхнего течения р.Дэлгэр-Мурэн (широтно совпадающего приблизительно с южной оконечностью Хубсугула) на юге. До настоящего времени еще нет достаточного фактического материала, на основании которого можно было бы четко и определенно сказать о возрасте, количестве и характере плейстоценовых оледенений.

Кроме древнего в Прихубсугулье имеются незначительные очаги современного оледенения, тяготеющие к наиболее высоким вершинам Восточного Саяна и Шишхидского нагорья.

Ледниковый рельеф и отложения в Прихубсугулье развиты на сравнительно большой площади (рис.1), включающей почти все Шишхидское нагорье, присаянскую территорию, северную часть хребта Баян-Ула и северо-восточную оконечность бассейна оз.Хубсугул. В указанных пределах территории Прихубсугулья, охваченная в четвертичном периоде оледенением, составляет около 17 000 км2

На основании находок эрратических валунов на водоразделах и остатков размытых морен в долинах делалось предположение о полупокровном характере максимального оледенения [4, 7]. Однако надежных доказательств в пользу этого предположения пока нет. Вполне вероятно, что наличие крупных фрагментов исходной поверхности выравнивания в при водораздельных областях гор могло служить геоморфологической предпосылкой для образования крупных ледниковых массивов. В то же время в этом районе Центральной Азии как весьма удаленном от океанических пространств трудно предполагать благоприятные для формирования ледников полупокровного типа климатические предпосылки.

Изучение крупномасштабных карт, аэрофотоснимков, а также полевые исследования показали, что в ряде участков Прихубсугулья, приуроченных к плоским водоразделам (верховья р.Тэнсисийн-Гол, Гунын-Гол, междуречье р.Шишхид-Гол и Джалеын-Гол и др.) существовали сравнительно крупные массивы льда площадью с десятки квадратных километров, которые питали долинные ледники. Следовательно, по морфологическому типу это были скорее всего звездообразные (переметные) ледники. Ледники, спускаясь по долинам и выходя на предгорные или приозерные равнины, в ряде случаев (северное побережье Хубсугула) сливались своими языками, образуя ледники типа «Маляспино»,

По данным ряда исследователей [3, 4, 8, 9] к наиболее древним формам рельефа и отложений ледникового генезиса относятся:
1) бурые суглинки с небольшими валунами местных коренных пород на склонах долин в правобережной части бассейна р.Ханх-Гол;
2) остатки размытых морен и эрратических валунов на отдельных участках водоразделов с абсолютными высотами 2400-2500 м, довольно распространенные в Шишхидском нагорье;
3) размытые морены северо-западного побережья оз.Хубсугул, находящиеся между береговой линией озера и конечными моренами верхнечетвертичной эпохи;
4) плечи трогов в долинах рек Их-Хороо-Гол, Тэнгисийн-Гол и др., которые рассматриваются нами как остатки днищ более древних трогов;
5) маргинальные каналы в левом борту долины нижнего течения р. Их-Хороо-Гол, расположенные выше плеча трога.

Этот рельеф отложения, по геоморфологическим данным, распространены шире верхнечетвертичного оледенения и древнее его. Т.е. это оледенение в Прихубсугулье было максимальным. А максимальное оледенение в соседних районах Саяно-Тувинского нагорья [1], в горах Сибири и Дальнего Востока [5], Хангайского нагорья [6] относится к среднечетвертичной эпохе.

Следы деятельности верхнеплейстоценовых долинных ледников хорошо сохранились и тяготеют к наиболее высоко поднятым частям территории Прихубсугулья: Шишхидскому нагорью, Присаянью, северной части хребта Баян-Ула. Исключение составляет хребет Хардил-Сардак, не уступающий по абсолютной высоте и количеству осадков перечисленным выше районам и не имеющий следов оледенения. Не исключена возможность, что эти следа уничтожены там эрозионно-денудационными процессами.

Центрами питания долинных ледников являлись кары, расположенные в верховьях крупных рек и их притоков. Сами кары морфологически хорошо выражены в рельефе, на днищах многих из них расположены озера, питающие современные реки. Гипсометрически кары верхнечетвертичного оледенения расположены в интервалах высот 2300-2800 м, но даже самые высокие из них лежат на 200-400 м ниже современных, что свидетельствует о более высоком положении теперешней снеговой линии по отношению к древней.

В ряде случаев вершины троговых долин примыкают к плоским приводораздельным пространствам с многочисленными озерами (р.Тэнгисийн-Гол с притоком Хултэс-Джошимин-Гол, р.Гунын-Гол и др.). В эпоху оледенения эти пространства, как указывалось выше, были местом формирования переметных ледников.

Поскольку верхнечетвертичное оледенение носило горно-долинный характер, то большинство речных долин имеют корытообразный поперечный профиль. Классическими примерами в этом плане могут служить долины рек Шишхид-Гол и ее притоков (Тэнгисийн-Гол, Их-Дкалсын-Гол, Дкаваш-Гол), Бусэйн-Гол, Хугэйн-Гол, Мунгарийн-Гол, Дэлгэр-Мурэн, Шарын-Гол, Их-Хороо-Гол, Монгорин-Гол и др. Протяженность трогов в перечисленных примерах измеряется десятками километров, а глубина (от днища до выпуклого перелома) до 200-300 м.

Из других форм экзарационного рельефа верхнечетвертичного возраста следует отметить конфлюэнтные ступени и бараньи лбы, встречаемые, например, в долинах рек Их-Хороо-Гол, Шишхид-Гол и др.

Аккумулятивный рельеф верхнечетвертичного оледенения представлен моренами и аквагляциальными отложениями.

Из трех типов морен (основные, конечные, боковые) хуже сохранился рельеф основной морены. Ее материал во многих случаях размыт и переработан реками, войдя в состав надпойменного, пойменного и руслового аллювия. Местами от основной морены сохранились пологоволнистые и холмистые аккумулятивные формы, вытянутые поперек долин и имеющие относительную высоту до 15 м, а протяженность - десятки километров. Сложены они несортированннм материалом неоднородного механического состава - от валунов и обломков до песков и суглинков. Размеры некоторых валунов достигают 2 м в поперечнике, а на некоторых из них сохранились следы ледниковой штриховки.

Боковые морены чаще всего представляют собой сочетание отдельных валов или полос холмисто-грядового рельефа ярусного типа шириной в десятки метров (реже - более 100 м) и относительной высотой каждого вала до 30 м; общая же мощность боковых морен исчисляется 80-100 м. Сложены боковые морены преимущественно супесями и суглинками светлых тонов со значительной примесью крупно-обломочного материала разной степени окатанности.

Особенно ярко конечно-моренный рельеф и отложения представлены в краевых частях Дархатской (западная и северная окраины) и в северной части Хубсугульской впадин. Обычно конечно-моренный рельеф представлен не отдельной грядой, а несколькими валами, образовавшимися в результате осцилляций ледника, Особенностью строения конечно-моренного рельефа является наличие мощного вала высотой до 40-50 м, к которому с внутренней стороны примыкают меньшие по размерам гряды, образуя полосу холмисто-грядового рельефа шириной до 1,5-2 км. К дистальному склону конечных морен крутизной до 30-35° примыкают зандровые равнины, рельеф которых осложняется отношениями среднечетвертичного оледенения.

Аквагляциальные отложения в долинах рек и впадинах Прихубсугулья образуют нередко довольно мощные (до нескольких десятков метров) толщи, сложенные преимущественно валунно-галечниково-песчаным материалом. Эти отложения принимают участие в строении зандровых равнин, речных и озерных террас. А.К. Уфлянд с соавторами выделяют в особую группу отложения, принесенные потоками талых ледниковых вод и сгруженные в древнем Дархатском озере в приустьевых частях этих потоков, назвав отложения дельтово-флювиогляциальными. Мощность их до 40 м, механический состав - галечно-валунный, песчано-галечный, песчаный.

В озерных котловинах ледникового генезиса, образованных в днищах каров или в результате подпруживания долин ледниками, моренами (Мунгар-Нур, Джошим-Нур и др.) шло формирование маломощных своеобразных отложений. Вблизи морен, а также в озерах карового типа накапливался грубый обломочный материал псефитовой фракции; в озерах подпруживания, удаленных от морен и крутых склонов долин, шло формирование осадков из песков, супесей и илов. В озерах-реликтах эти осадки сохранились, в спущенных же озерах они подверглись переработке, переотложению и вошли в состав аллювиальных или делювиально-пролювиальных комплексов.

Возраст рельефа и отложений этого оледенения определен на основании их взаимоотношений с террасовыми уровнями речных долин. В долине р. Монгорин-Гол прослеживаются три террасы, врезанные в ледниковый трог [7]. Высота первой террасы 2-6 м, второй - 6-12 м, третьей - 9-30 м. По нашим наблюдениям, в долине р. Их-Хороо-Гол в моренные толщи врезаны две террасы высотой соответственно до 5 и 12 м, а также верхи третьей (18 м) террасы. Возраст первой террасы - голоценовый, второй - верхнеплейстоценовый (сартанский век), верхи третьей террасы -верхнеплейстоценовые (каргинский век); встречаемая в долинах (неледниковых районов) четвертая терраса высотой 24-26 м датируется верхнеплейстоценовым возрастом (казанцевский век) [3]. Следовательно, время образования рассматриваемых морен нахоцится между сартанско-каргинским и казанцевским веками, что соответствует времени зырянского оледенения.

В Прихубсугулье от бывших ледниковых эпох сохранились лишь небольшие каровые ледники и фирновые поля, приуроченные, как отмечалось выше, к наиболее высоким вершинам Восточного Саяна и Шишхидского нагорья. Наиболее крупный современный ледник на этой территории расположен на склоне северной экспозиции под вершиной г. Буреин-Хан-Ула (Мунку-Сардык) в интервале абсолютных высот 2735-2775 м. Это висячий каровый ледник площадью 0,08 км и мощностью льда до 36 м. Площадь двух других языков, расположенных на склоне южной экспозиции (абсолютные высоты 3200-3491 м), составляет около 0,3 км.

Питание ледников осуществляется за счет атмосферных осадков в зимнее время, в зависимости от чего они имеют разную степень развития. Однако снеговое питание не столь значительно, чтобы переполнить котловины и дать начало ледниковому потоку. Здесь соотношение процессов аккумуляции и абляции находятся в равновесии.

Не исключено, что этот фирновый бассейн является рудиментарным (как считает, например, Де Геннинг-Михелис [2]), оставшимся от существовавшего ранее более крупного ледяного покрова.

Ниже снеговой линии, на абсолютных высотах 2500-3200 м, располагается вторая зона криогенных форм (рис.2). Это сезонные или многолетние устойчивые снежники, приуроченные к глубоким узким эрозионным ложбинам с крутыми продольными профилями. Иногда они достигают большого вертикального протяжения и значительной общей длины. Морфодинамика их целиком зависит от количества выпавших твердых атмосферных осадков в зимнее время.

При обильном снеговом питании мощность снега-фирна достигает в этих ложбинах внушительных размеров, который, уплотняясь, сохраняется в течение всего весенне-летнего периода. Так, например, летний период 1978 г. отличался сравнительно высокими положительными температурами, но тем не менее в верховьях р.Баян-Гол, берущей свое начало из фирнового ледника, описанного выше, сохранились довольно обширные по площади снеговые пятна с общим наклоном до 45°.

Третья криозона, тяготеющая к абсолютным высотам 1800-1900 м, характеризуется развитием наледей и разнообразных наледных процессов. Наиболее широко распространены наледи родникового типа. Русловые наледи имеют резко подчиненное значение и встречаются редко.

В летний период 1978 г. (август) нами была обследована группа таких наледей, расположенных в верховьях р.Жаргалант. Здесь наблюдается типичный наледный ландшафт, где было установлено шесть сохранившихся наледей конжеляционного типа. Наледный рельеф характеризуется ровными участками со слабым наклоном в сторону оз. Хубсугул. Они покрыты лугово-кустарниковой и древесной растительностью с хорошо выработанными в течение многолетней наледной денудации каменными ложами. Форма наледных полей, как правило, простая, овальная или языкоподобная с размерами от 100х80 до 200х50 м. Мощность наледей, судя по окружающим признакам (деревья, мох, камни), достигает максимум 3 м. Поверхности наледей имеют плосковерхие наледные останцы, образующиеся в результате неоднородного термоэрозионного разрушения, и характеризуются четко выраженной слоистостью, ориентированной параллельно плоскости намораживания. В отдельных случаях отмечены грунтово-наледные бугры пучения, достигающие высоты не более I м и сложенные грубообломочным каменным материалом наледного ложа. На поверхности лед рыхлый, грубозернистый, а на глубине 10-15см становится уже более плотным и мелкозернистым. Режим наледообразования зависит от ряда факторов. Прежде всего, от типа и дебита источников, местоположения базисной плоскости намораживания, гидроклиматических условий и др. Все осмотренные наледи, по-видимому, относятся к многолетним (постоянно наблюдались в летние месяцы с 1968 по 1978 гг.), возникающим путем послойного намораживания воды и не успевающие стаивать за летний период.

Как представляется, механизм образования наледей в этом районе стоит в прямой зависимости от гидрогеологического режима делювиально-пролювиальных и пролювиальных отложений, являющихся огромным природным резурвуаром подземных вод. На рисунке 2 показана принципиальная схема гидрогеологического режима делювиально-пролювиальньгх отложений.

В области дренирования происходит разгрузка грунтовых вод в виде многочисленных нисходящих, а иногда и восходящих источников, которая продолжается, очевидно, и в зимнее время. В результате этого здесь ежегодно формируются массивы гидрогеогенного наледного льда.

Четвертая криозона в Северном Прихубсугулье распространяется на абсолютных высотах 1640-1800 м и выражена русловыми наледями и буграми пучения. Образование русловых наледей является процессом кратковременным, который осуществляется в раннезимнее время. Они формируются в результате замерзания воды, излившейся под напором на поверхность речного льда и прилегающей части долины, вследствие перемерэания реки. Русловые наледи развиваются ежегодно по рекам Баян-Гол, Жаргалант-Гол (наледные реки), имеющие хорошо выработанные наледные поляны. Питание русловых наледей осуществляется за счет речных вод и стоит в прямой зависимости от общих гидроклиматических условий региона. Оттаивание наледей завершается в конце лета.

Специфической формой проявления криогенеэа четвертой зоны являются бугры пучения, среди которых можно выделить три типа: пучение, охватывающее большие площади, валы пучения и бугры пучения. Площадное пучение наблюдается в долине р.Баян-Гол, в районе развития русловых наледей, где они сопровождаются густой сетью различно ориентированных морозобойных трещин. Мощность такого пучения обычно незначительна: 0,4-0,5 м.

Валы и бугры пучения широко распространены на северном побережье озера Хубсугул, в приустьевых частях рек и ручьев. Валы пучения тянутся параллельно речным потокам (иногда на 15-20 м) и сопровождаются одной центральной морозобойной трещиной. Высота валов и бугров пучения достигает 2-2,5 м. формирование пучения зависит от избытка поступающих вод и грунтов. Чаще всего они образуются на почвенно-растительном илистом слое, залегающем непосредственно на первом водоупоре.

Криогенные процессы Прихубсугулья изучены еще очень слабо. Детальные исследования в этом районе помогут определить основные условия и закономерности их формирования и решить практические вопросы, связанные с использованием и охраной природных ресурсов Монгольской Народной Республики.