Евразийские гидросферные катастрофы и оледенение Арктики

Автор: М. Гросвальд
Источник: Москва, «Научный мир» 1999. ББК 26.222.8:823; ISBN 5-89176-067-3
Полный вариант в формате DJVU (14.5Mb)

ГЛАВА 3
ГИДРОСФЕРНЫЕ КАТАСТРОФЫ В ГОРАХ СЕВЕРНОЙ ЕВРАЗИИ

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 Чуйского 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-эворзионный и дилювиально-аккумулятивный.

К первому подтипу отнесены комплексы глубоких каньонов, долин заплеска, ущелий-спиллвеев, 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 Саяне 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).

Сверху – на ~25-метровой террасе Ка-Хема, 3 км выше Кызыла (Тува).
Cнизу – на правом берегу р. Тете, Курайская впадина (Горный Алтай).
Перспективный аэроснимок П.А. Окишева и плановый аэроснимок.

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.

---