/
Author: Максимов Е.В.
Tags: внешняя геодинамика (экзогенные процессы) география планета земля
Year: 1972
Text
Е.В. Максимов
ПРОБЛЕМЫ
ОЛЕДЕНЕНИЯ
ЗЕМЛИ
И РИТМЫ
В ПРИРОДЕ
Личная библиотека
члена-корреспондента РАН
доктора биологических наук
профессора
Лер Павла Андреевича
АКАДЕМИЯ ПАУК СССР
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОБЩЕСТВО СОЮЗА ССР
Е. В. МАКСИМОВ
ПРОБЛЕМЫ
ОЛЕДЕНЕНИЯ
ЗЕМЛИ
И РИТМЫ
В ПРИРОДЕ
В
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»
Ленинградское отделение
Ленинград 1972
УДК 551.33
Проблемы оледенения Земли и ритмы в при-
роде. Максимов Е. В. Изд-во «Наука», Ленингр. отд., Л.,
стр. 1—296.
В работе рассматривается характер распада ледников последнего
горного оледенения Земли в морфолого-морфометрическом и хроно-
логическом аспектах. Подтверждается положение о направленно-
ритмической динамике горных ледников в голоцене.
Предлагается теоретическая схема динамики горного оледене-
ния. Устанавливается, что основной фон ритмической изменчи-
вости горных ледников создается сочетанием 40 700-летнего и
1850-летнего ритмов. Рассматривается теоретическая схема дина-
мики покровного оледенения, показывающая, что основной фон
ритмической изменчивости покровных ледников также создается
сочетанием указанных выше ритмов. Предполагается, что ритмиче-
ская схема развития горного оледенения распространяется не
только на процессы, протекающие в гидросфере и атмосфере, но и
на процессы, протекающие в литосфере.
Обосновывается новая схема развития палеогеографических
условий Земли в плейстоцене. Подчеркивается ритмическая сущ-
ность основных событий плейстоцена. Выясняется взаимосвязь
ритмических проявлений на Земле и в Космосе. Подчеркивается
космическая сущность всех ритмических явлений в природе Земли.
На основе предлагаемой теоретической схемы плейстоцена де-
лается попытка прогноза изменения палеогеографических условий
Земли в ближайшие тысячелетия.
Рис. — 44, табл. — 38, библ. назв. — 463.
Ответственный редактор
доктор географических наук
профессор А. В. ШНИТНИКОВ
ЕВГЕНИЙ ВЛАДИСЛАВОВИЧ МАКСИМОВ
ПРОБЛЕМЫ ОЛЕДЕНЕНИЯ ЗЕМЛИ
И РИТМЫ В ПРИРОДЕ
Утверждено к печати
Географическим обществом СССР
Редактор издательства Семенова Е. А.
Художник Андреев Д. А.
Технический редактор Скобелева О. Н.
Корректоры Л. Я. Комм и Н.~И. Журавлева
Сдано в набор 16/Ш 1972 г. Подписано к печати
17/VIII 1972 г. Формат бумаги 84X108V32. Бу-
мага № 2. Печ. л. 9х/4=15.54 усл. печ. л. Уч.-изд. л.
17.24. Изд. № 4572. Тип. зак. № 955. М-14616.
Тираж 1250. Цена 1 р. 87 к.
Ленинградское отделение издательства «Наука»
2 9 6* 2-9 7 199164, Ленинград, Менделеевская линия, д. 1
?____L 1-я тип. издательства «Наука».
749-72] 199034, Ленинград, 9 линия, д. 12
ВВЕДЕНИЕ
Трудно найти другую область человеческого знания,
которая была бы до такой совершенно невероятной сте-
пени запутана и противоречива, как палеогеография
и палеогляциология четвертичного периода. Сотни, ты-
сячи публикаций посвящены одной и той же проблеме —
плейстоценовым оледенениям, но, познакомившись с ними,
невольно задаешь себе вопрос: может быть, все это мираж,
может быть, никаких плейстоценовых оледенений не было
вообще? Именно поэтому столь живуча концепция, что
покровных четвертичных оледенений не было совсем.
И действительно, какой вопрос ни возьмешь, везде попа-
даешь в область противоречий и взаимоисключающих
суждений. Факты, факты, море фактов. . . Одни совпа-
дают, другие исключают друг друга. Мы не знаем, тож-
дественны ли понятия «четвертичный период» и «плей-
стоцен». Мы не знаем, когда начался и кончился ли уже
плейстоцен, относится ли голоцен к плейстоцену или нет.
Мы не знаем длился ли плейстоцен 1—-2 млн лет или
200—300 тыс. лет.1 Мы не знаем синхронно или мета-
хронно разворачивались оледенения в разных концах
земного шара. Мы не знаем, что такое лёсс и когда он
отлагался — в ледниковья или в межледниковья. Еще
совсем недавно мы отвергали как примитивное
заблуждение теорию ледникового дрифта, господ-
ствовавшую в XIX в., а теперь оказалось, что (во вся-
ком случае на севере Западной Сибири) оледенения
совпадали с холодными морскими трансгрессиями. До сих
пор не понято соотношение новейших тектонических дви-
жений неоген-четвертичного времени, колебаний уровня
1 «Длинная» шкала плейстоцена разрабатывается в СССР
В. А. Зубаковым (1968); книга К. К. Маркова и А. А. Величко
(1967) фактически написана с позиций «короткой» шкалы плейсто-
цена.
3
Мирового океана и плейстоценовых оледенений, а о при-
чинности плейстоценовых оледенений и говорить не при-
ходится. Ее видели и в чисто земных явлениях — в росте
гор, в усилении вулканизма, в изменении положения
полюсов, в изменении положения материков и т. п.,
и в Космосе — в уменьшении солнечной постоянной,
в прохождении Солнечной системы через холодные пыле-
вые туманности, в колебаниях облучения Земли в связи
с изменением элементов земной орбиты и т. д.
Все еще не создано теории, которая могла бы,
пусть в первом приближении, все многообразие собы-
тий плейстоцена связать в одно логическое целое.
Подавляющее большинство даже капитальных иссле-
дований плейстоцена сводится только к попыткам обоб-
щения накопленного материала и его систематизации.
Робко высказываются те или иные теоретические поло-
жения, но, не будучи связанными в единое целое, они
повисают в воздухе. Пожалуй, единственным исключе-
нием является работа замечательного югославского астро-
нома и геофизика М. Миланковича (1939), посвященная
разработке астрономической теории колебаний климата.2
Исследуя периодические изменения элементов земной
орбиты, М. Миланкович пытался объяснить все много-
образие событий четвертичного периода изменениями
в облучении Земли. Сначала эта теория нашла широкий
отклик у палеогеографов — под гипнотическим воздей-
ствием идей М. Миланковича оказалось целое поколение
исследователей.3 С течением времени выяснилось, что
при использовании радиационных кривых Миланковича
для расшифровки палеогеографии плейстоцена ученые
наталкиваются на непреодолимые трудности (Шварцбах,
1955). К. К. Марков (1953) по этому вопросу пишет сле-
дующее: «Астрономическая гипотеза недостаточна и не
учитывает какой-то главной закономерности» (стр. 25).
В теории М. Миланковича есть одно исключительно
важное звено, на которое до сих пор не было обращено
должного внимания. Речь идет о ритмических колебаниях
в изменении климата и особенно о 40 000-летнем ритме,
2 В последнее время в Институте теоретической астрономии
Ш. Г. Шараф и Н. А. Будниковой (1967) были проведены новые рас-
четы, подтвердившие правильность выводов М. Миланковича.
3 Наиболее последовательное применение теории М. Миланко-
вича можно найти в монографии Ф. Цейнера (1963).
4
связанном с периодическим изменением наклона эклип-
тики Земли. Не вызывает ни малейшего сомнения, что
пульс плейстоцена носит ритмический характер. Поэтому
«решение» проблемы плейстоцена немыслимо без учета
римтических явлений в природе Земли.
Четвертичное оледенение — закономерный этап геоло-
гического развития Земли (Брукс, 1952; Лунгерсгаузен,
1963; Личков, 1965, и др.). Фактически речь идет о геоло-
гическом ритме продолжительностью около 200 млн лет.
Этот ритм связывается с так называемым космическим
годом, во время которого Солнечная система совершает
полный оборот вокруг центра Галактики. В связи с этим
необходимо помнить, что плейстоцен — прежде всего
событие космического порядка и обусловлен очередным
проявлением геологического ритма.
Чрезвычайно важной представляется хронологиче-
ская увязка эпох горообразования и великих оледенений.
Интересно заметить, что эта важнейшая палеогеографи-
ческая истина, подмеченная для великих ледниковых
периодов прошлого (нижнепротерозойского, среднерифей-
ского, верхнерифейского, вендского, палеозойского и кай-
нозойского), находит слабое отражение в работах, посвя-
щенных отдельным этапам плейстоценового оледенения.
Исключение составляет только работа Л. А. Варданянца
(19336), который генетически синхронизирует процессы
орогении, оледенения и эрозии.
Итак, вырисовываются уже два ранга ритмических
проявлений, тем или иным образом связанных с гля-
циальной активностью, — геологический ритм продол-
жительностью примерно в 200 млн лет, обусловливающий
возникновение великих ледниковых периодов, и 40 000-
летний ритм, очевидно, связанный с возникновением
отдельных ледниковых эпох внутри плейстоцена.
Третьим исключительно важным звеном несомненно
является 1850-летний ритм оледенения, впервые обосно-
ванный А. В. Шнитниковым (1953,1957 и др.). А. В. Шнит-
ников в своих работах подчеркивает планетарный харак-
тер динамики горных ледников, проявляющийся, с одной
стороны, в направленном сокращении оледенения на про-
тяжении голоцена и, с другой — в ритмическом воз-
вратно-поступательном ходе гляциальной активности
(как в многовековом, так и во внутривековом аспектах).
Многовековый ритм оледенения А. В, Шнитников свя-
5
зывает с изменчивостью приливообразующих сил, откры-
той О. Петтерссоном (Pettersson, 1964) и имеющей про-
должительность примерно 1800—1900 лет. В последние
годы взгляды А. В. Шнитникова находят все большее
признание, а число его сторонников неуклонно растет.
Среди них следует назвать имена некоторых ведущих
советских гляциологов, и прежде всего Г. К. Тушинского
(1960, 1963, 1966) и М. В. Тронова (1966).
Отдавая себе ясный отчет во всех трудностях и проти-
воречиях, о которых было сказано выше, автор поставил
перед собой задачу — попытаться найти ритмическое
«решение» проблемы плейстоцена. При этом в отличие
от традиционного подхода, при котором основное вни-
мание уделялось проблеме покровных оледенений, было
решено начать исследование с горного плейстоцена.
Именно в горах, где природные условия так резко меня-
ются на сравнительно коротких расстояниях и где древ-
ние ледники имели ограниченные размеры, открываются
широкие возможности для познания механизма динамики
и жизни ледников.
Ключом к познанию механизма, регулирующего гор-
ное оледенение, по мнению автора, является стадиальный
характер сокращения ледников. Только ледники, откла-
дывающие в процессе своего сокращения конечные морены
или фиксирующие карами и цирками былое положение
снеговой линии, создают столь четкие и сравнительно
легко регистрируемые следы своей былой деятельности.
Впервые идея стадиального характера сокращения
ледников Альп нашла выражение в работах А. Пенка,
Э. Брикнера (Penck u. Bruckner, 1909) и Р. Клебельс-
берга (Klebelsberg, 1948—1949). В Советском Союзе аль-
пийская схема изменчивости горных ледников была при-
менена Л. А. Варданянцом (1933а, 1938 и др.) и К. Г. Тю-
менцевым (1933) при изучении ледников Кавказа и Алтая.
К. К. Марков (1937), в основном на памирском мате-
риале, выступил против перенесения альпийской схемы
древних оледенений на горы Средней Азии. Главное воз-
ражение его сводится к следующему: «Как объяснить,
что в сухом климате Средней Азии эффект понижения
снеговой линии был таким же большим, как и во влажном
климате Западной Европы?» (стр. 191).
К середине нашего века окончательно оформились
два направления в горной палеогляциологии. Предста-
6
вители одного направления стихийно распространяют
выводы, полученные в Альпах, на другие горные соору-
жения земного шара. Внутренним смыслом их воззрений
является признание единства в развитии и распаде гор-
ных оледенений в планетарном масштабе. Представители
другого направления критически отнеслись к единству
оледенений в разных горных странах. Однако в результате
критики, доведенной до крайности, было подчеркнуто
то положительное начало, которое имелось в воззрениях
сторонников альпийской школы. Фактически оказалась
утерянной идея принципиального единства развития гор-
ных оледенений земного шара.
Анализируя все это, мы невольно столкнулись с про-
блемой синхронности или метахронности покровных оле-
денений разных материков, покровных и горных оледе-
нений и горных оледенений в разных горных системах.
Синхронность ледниковых проявлений обычно обосновы-
вается единством причин, земных или неземных, вызы-
вающих ледниковые эпохи. Метахронность оледенений
различных районов земного шара связывается с мета-
хронностью общегеографического процесса (Герасимов,
Марков, 1939); метахронность горных оледенений обычно
объясняют метахронностью тектонического развития (Ба-
шенина, 1964).
В последние годы Дж. Най (1963, 1964) убедительно
показал, что покровные и горные ледники по-разному
реагируют на колебания климата. В связи с этим теряет
смысл спор о синхронности горных и покровных ледни-
ков, ибо они и не могут быть полностью синхронны.
Вопрос о синхронности или метахронности оледенений
тесным образом связан с возможностями определения
абсолютного возраста тех или иных геологических фор-
маций. В свете этого следует подчеркнуть, что только
радиоуглеродный метод определения абсолютного воз-
раста более или менее разработан и может без особых коле-
баний приниматься в палеогеографических построениях
(к сожалению, применение этого метода ограничено пос-
ледним 60 000-летним отрезком времени). Другие радио-
метрические методы (калий-аргоновый или так называе-
мые неравновесные) еще далеки от совершенства и, по
словам В. А. Зубакова (1968), показывают расхождения
в 3—5 раз. Именно этим можно объяснить тот факт, что
оледенение небраска у Д. Эриксона в 5 раз старше, чем
7
у Ч. Эмилиани (Четвертичный период в США, 1968,
стр. 489).
Основная цель начального этапа нашей работы заклю-
чалась в нахождении «общего знаменателя» к динамике
горных ледников, поэтому основное внимание было
обращено на исследование условий распада ледников
последнего оледенения в разных горных системах. За про-
—. Хибины
Сунтар -Хаята,1968г.
ЛкНодар, 1963г.
7амар-До6ан\_
Карпаты, 1967г
Полярный Урал, /965г.А
Приполярный Урал, 1965г.
'Джунгарский Алатау, 1954-1955,1957-/958,1965гг.
Тянь-Шань, 1960-1962,1964,1966. 1969гг.
Рис. 1. Карта-схема гор СССР, где проводились исследования авто-
ром в период 1954—1969 гг.
1 — районы работ автора; 2 — районы работ других исследователей.
Памиро-Алай, /966г
Корякское'
нагорье
Торы Камчатки, /964,1968г
*Горы Путорана, 1967г.
^Северный Урал, 1969г.
Центральный ^Южный Урал. /969 г.
Каоказ, 1965-196Ь,
Ю'Югг'
Арагаи» Малый Кадказ, 1965,1969гг
z Восточный Саян, 1963г▲
Алтай, /966г
в
межуток времени с 1954 по 1969 г. автором были осу-
ществлены экспедиционные исследования почти во всех
крупных горных системах СССР (рис. 1).
Второе направление в работе было связано с широким
обобщением научной литературы, посвященной следам
оледенений в различных горных странах земного шара.
По литературным источникам было проведено также
обобщение известных радиоуглеродных датировок моло-
дых геологических формаций, тем или иным образом
касающихся горного оледенения. В этом отношении осо-
бенно полезными оказались книги Л. Р. Серебрянного
(1963, 1965). В результате была сделана попытка нари-
совать общую картину изменчивости горного оледенения
в конце верхнего плейстоцена и в голоцене.
8
Третье направление работы носило в основном стати-
стический характер. С карт*снимались высоты заложения
каров, цирков и родников, а также высоты горных вер-
шин. Эти данные подвергались специальной статисти-
ческой обработке, в результате чего строились «каровые»
графики, «родниковые» графики, «вершинные» графики
и т. д.
Результаты, полученные статистическим путем, сопо-
ставлялись с результатами полевых исследований или
литературных обобщений и на этой основе делались
различные теоретические заключения. В итоге родилось
четвертое направление работы, носящее в значительной
степени теоретический характер.
Первоначально ставились довольно узкие рамки ох-
вата научных проблем. Основной упор должен был быть
сделан на проблеме стадиальной изменчивости горных
ледников, однако в ходе исследований появилась необ-
ходимость решительно нарушить эти рамки. Прежде всего
мы вынуждены были выйти из рамок только горного
оледенения и обратиться к проблеме покровных оледе-
нений. В дальнейшем пришлось отказаться от исклю-
чительного рассмотрения проблем голоцена и обратиться
ко всему плейстоцену.
Полевые работы убедили автора в том, что необходимо
преодолеть барьер, отделяющий гляциоморфологию от
«чисто» геологических объектов исследования — новей-
шей тектоники, сейсмики и вулканизма. Поэтому была
предпринята попытка связать ледниковые проявления
с тектоническими, сейсмическими и вулканическими про-
явлениями. Наконец, была сделана попытка найти связь
ритмических процессов на Земле с ритмическими про-
цессами, развертывающимися в околоземном простран-
стве и в Космосе.
Автор ни в какой степени не претендует на разрешение
«жгучих» проблем плейстоцена, о которых говорилось
выше. По существу в книге изложены предварительные
результаты анализа событий плейстоцена с позиций
ритмичности природных явлений.
Принципиальные позиции автора в значительной сте-
пени питаются идеями Л. А. Варданянца, Б. Л. Личкова,
Г. Ф. Лунгерсгаузена и А. В. Шнитникова. Особая роль
в этом отношении принадлежит А. В. Шнитникову, идеи
которого положены в основу всей работы.
Глава I. ОБЩИЕ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ
И ГЛЯЦИОЛОГИЧЕСКИЕ ПОКАЗАТЕЛИ
СТАДИАЛЬНОСТИ ГОРНЫХ ЛЕДНИКОВ
Ритмические колебания климатических условий, сопро-
вождающиеся ритмическими (стадиальными) колебаниями
ледников, неизбежно должны фиксироваться определен-
ными формами рельефа. Диапазон этих форм достаточно
широк. Их масштабность прежде всего связана с уровнем
самой ритмичности. Естественно, оледенениям должны
отвечать гораздо более крупные формы рельефа, чем
многовековым и тем более внутривековым стадиям одного
оледенения.
Характер гляциальных форм рельефа определяется
географической средой, в которой развивалось оледе-
нение. Это в первую очередь касается различия форм,
созданных покровным и горным оледенениями.
Существенную роль играют также и частные, чисто
региональные различия природной обстановки, особенно
общая морфология гор и их геологическое строение.
Так, например, в горных районах аккумулятивные формы
рельефа особенно отчетливы в зонах развития интрузив-
ных пород. Напротив, в зонах современного вулканизма
они выражены заметно слабее. Это касается также и рай-
онов распространения сланцев.
Говоря о современной выраженности гляциальных
форм рельефа, нельзя не коснуться вопроса о степени
их сохранности. Размах послеледниковой денудации варь-
ирует в чрезвычайно широких пределах. Е. Я. Ранцман
(1961) называет величины послеледникового (голоцено-
вого) вреза на Тянь-Шане порядка 100—120 м. В общем
случае с ее выводами можно согласиться. Однако реаль-
ный диапазон юного вреза очень широк — от 0 до 250—
300 м. Даже на примере Киргизского Алатау (Максимов,
1967а) видно, что голоценовый разрез в одних долинах
достигает 100—150 м, а в других отсутствует совсем.
Как правило (исключения очень незначительны), макси-
10
малыше значения вреза связываются с ранними стадиями
оледенения, а минимальные — с более поздними. В от-
дельных случаях в силу особенностей геологического
строения или новейшей тектоники это соотношение может
нарушаться и даже становиться обратным.
Все без исключения формы гляциального рельефа
обладают пространственно-временной неоднородностью.
Так, если речь идет об аккумулятивных формах, то в об-
щем случае (без учета послеледниковой денудации) более
ранние образования, соответствующие большему рас-
пространению ледников, своими размерами должны пре-
восходить более поздние образования, созданные уже
в значительной степени уменьшившимися ледниками.
Однако послеледниковая денудация (а также новейшая
тектоника) может сделать это соотношение обратным.
Рассматривая распад оледенения, мы имеем дело
с процессом, который в первом приближении выражается
уравнениями экспоненциального вида. В связи с этим
масштабность и выраженность форм рельефа от стадии
к стадии уменьшаются непропорционально. В резуль-
тате в один ряд попадают громадные конечные морены
(или очень высокие террасы) ранних стадий распада оле-
денения и малые морены (или совсем низкие террасы)
поздних стадий.
Экзарационные формы наиболее отчетливы в верхних
частях трогов и заметно слабее проявляются в их нижних
частях. Это связано и с общей продолжительностью воз-
действия ледников на тот или иной участок долины и
с общей продолжительностью послеледниковой денудации.
По существу первая обратно пропорциональна второй.
Как мы увидим ниже, эти процессы тесно переплетаются
с новейшей тектоникой.
Горные ледники в процессе возвратно-поступательной
динамики регулируют соотношение процессов экзарации
(эрозии)—аккумуляции. Рассмотрим эти соотношения
в самом общем виде.
Во время наступания ледников процессы ледниковой
экзарации абсолютно преобладают над процессами лед-
никовой аккумуляции. В прогрессивную фазу оледене-
ния промежутки времени, отвечающие наступанию лед-
ников, значительно продолжительнее времени их меж-
стадиальных сокращений (в противном случае ледники
не наступали бы). Таким образом, в прогрессивную фазу
И
оледенения активное состояние ледников резко преобла-
дает. Именно в активном состоянии ледники производят
основной объем экзарационной работы. Значительная
роль в этом принадлежит продвигающемуся лбу ледника,
который вторгается в области распространения межлед-
никового эрозионного рельефа и выполняет первичную
работу по преобразованию его в ледниковый рельеф.
Аналогичную роль выполняет и снеговая линия, спускаю-
щаяся все ниже и ниже и захватывающая все новые и
новые территории, на которых в процессе стадиальной
изменчивости происходит формирование цирков и каров.
Таким образом, основные экзарационные формы лед-
никового рельефа — троги, кары и цирки — в значи-
тельной степени формируются в прогрессивную фазу
оледенения. В регрессивную фазу происходит как бы их
доработка.
Аккумулятивная деятельность ледников в прогрес-
сивную фазу оледенения, напротив, ослаблена. Моренный
материал, накапливающийся на поверхности наступаю-
щего ледника, в очень незначительной степени сбрасы-
вается с него (он как бы не может догнать конец ледника).
Для роста ледника необходимо значительное коли-
чество дополнительного вещества, которое изымается из
общей суммы выпадающих твердых осадков. Однако раз-
витие оледенения вызывается не столько механическим
увеличением количества выпадающих ' осадков, сколько
увеличением увлажненности. Понятие увлажненности до-
статочно сложное. Оно никак не может отождествляться
только с суммарным количеством выпадающих осадков,
ибо связано также с температурным режимом территории
(через испаряемость по Н. Н. Иванову, 1954). Увлаж-
ненность территории возрастает как с увеличением осад-
ков, так и с понижением температуры воздуха.
Упрощенно развитие оледенения является функцией
изменения климата, прежде всего проявляющегося в по-
нижении температуры воздуха и в увеличении количества
осадков. Рост ледника происходит поэтому не только
за счет дополнительных порций твердых осадков, выпа-
дающих в его бассейне, но и за счет уменьшения абляции
в результате снижения температуры воздуха. В связи
с этим водность рек, берущих начало с ледников, при
развитии оледенения уменьшается. Так мы сталкиваемся
с известным парадоксом: увеличение увлажненности гор-
12
ноледниковых районов уменьшает водность рек. Морфо-
логически это имеет далеко идущие последствия — во время
развития оледенения уменьшается глубинная эрозия вод-
ных потоков и происходит намыв поверхности террас
за счет выноса значительного количества ледниковой
мути.
Итак, во время наступания ледников преобладают
два основных процесса — ледниковая экзарация и водная
аккумуляция. По существу это характерно для всей
прогрессивной фазы оледенения.
При отступании ледников создаются обратные усло-
вия. Экзарационная работа ледников ослабевает, зато
резко усиливается ледниковая аккумуляция. Уменьше-
ние количества выпадающих осадков с избытком компен-
сируется ростом абляции (за счет потепления). Водность
речных потоков возрастает и начинается их врез в ранее
намытые террасы.
Итак, во время отступания ледников преобладают
два основных процесса — ледниковая аккумуляция и
водная эрозия.
Стабилизация концов ледников знаменует собой изме-
нение знака процессов экзарации—водной аккумуляции
и ледниковой аккумуляции—эрозии. Непосредственно
в момент стабилизации эти процессы, очевидно, уравно-
вешиваются. В прогрессивную фазу оледенения морфо-
логические следы периодов стабилизации в значительной
степени стираются за счет дальнейшего наступания лед-
ников и сопровождающих его процессов ледниковой экза-
рации—водной аккумуляции. В регрессивную фазу, на-
против, морфологические следы периодов стабилизации
в значительной степени сохраняются за счет последую-
щего сокращения ледников.
Обратимся теперь к конкретным формам гляциального
рельефа.
Ледниковые долины. Вопрос о генезисе
ледниковых долин можно считать в значительной сте-
пени решенным. По существу уже П. А. Кропоткин (1876)
правильно понимал механизм формирования леднико-
вой долины. Он считал, что лед, скользя по долине,
обтачивает нижние части склонов, придавая ей харак-
терную форму, резко отличную от формы эрозионных
долин. Причину расширенного корытообразного профиля
13
ледниковых долин видели в выпахивающей деятельности
льда (Richter, 1900) или в растекании льда не только
вниз по долине от центральной части ледника, но и в сто-
роны (Drygalski, 1912). По этому поводу С. В. Калесник
(1963) пишет: «По-видимому, в выработке трога участвует
не только лед, но и водные потоки, бегущие вдоль боков
ледника, между ними и склонами долины» (стр. 429).
Так или иначе, но троговая форма долины является
надежным и общепризнанным показателем распростра-
нения древнего ледника. Сама по себе она не дает каких?
либо надежных сведений о стадиальности оледенения.
Однако на нижних пределах распространения древних
ледников, там, где послеледниковая эрозия полностью
уничтожила следы стадиальной деятельности ледников,
троговая форма долин (или ее следы) позволяет рекон-
струировать ледник во время его максимального распро-
странения, что представляется решающим для правиль-
ного осмысления всего хода стадиальной изменчивости.
При значительной послеледниковой эрозии низы вюрм-
ских трогов также могут быть в значительной степени
разрушены и их реконструкция возможна лишь по фраг-
ментам трогов, подвешенных на склонах эрозионных
долин. В тех случаях, когда фрагменты вюрмского трога
просматриваются на высоте 100—200 м над дном эрози-
онной долины, их легко можно принять за плечи трога
предпоследнего оледенения. Чтобы решить, к какому оле-
денению относятся подвешенные троговые прилавки, необ-
ходимо проследить их связь с вышележащими хорошо
сохранившимися частями трога.
Особое место среди гляциальных форм рельефа при-
надлежит ущелистым трогам. По общему облику они
почти не отличаются от обычных эрозионных горных
ущелий. Причины их возникновения различны. Либо
это троговые долины, глубоко распиленные послелед-
никовой эрозией, либо это троги с сильно разрушенными
послеледниковой денудацией склонами, либо это просто
суженные части долин, в которых отчетливая троговая
форма почти совсем не выработалась. Ущелистые троги
представляют значительный интерес главным образом
потому, что из-за них часто сильно преуменьшались раз-
меры оледенения. Почти во всех случаях ледниковый
генезис ущелистых трогов фиксируется по обрывкам
днищ трогов, подвешенных на различных высотах, или
14
по отдельным участкам нормального трогорого облика,
чередующимся с участками ущелистого облика.
Плечи трогов. Системы вложенных
трогов. Впервые обратил внимание на существование
плечей трогов Г. Гесс (Hess, 1903, 1904, и др.). Всего
в долинах Альп, Кавказа и Скандинавских гор он насчи-
тывал три разновозрастные системы плечей трогов. Каж-
дая из них отвечает своему трогу. В связи с этим Г. Гесс
высказал предположение о существовании четырех вло-
женных друг в друга трогов, отвечающих четырем оле-
денениям Альп, выделенным Пенком и Брикнером.
Разработанная Г. Гессом теория вложенных трогов
оказалась исключительно плодотворной. Фактически по-
давляющее большинство геологов, геоморфологов и гля-
циологов как в СССР, так и за рубежом стихийно или
вполне осмысленно придерживаются этой теории.
Стадиальная динамика в миниатюре повторяет дина-
мику оледенений. Поэтому в принципе возможно в отдель-
ных случаях и на ограниченных участках долин появле-
ние форм рельефа, которые условно могут быть названы
системами стадиальных трогов. По своей выраженности
и глубине они не идут ни в какое сравнение с системами
вложенных трогов, отвечающих оледенениям. С подоб-
ными образованиями мы столкнулись в долине Чонке-
мина в Кунгей-Алатау.
Ригели. Много споров вызвало происхождение
ступенчатого продольного профиля троговых долин. Как
пишет С. В. Калесник, ледниковая долина распадается
на ряд бассейнов, разгороженных барьерами, получив-
шими название ригелей. Среди последних различают
«ригели-ступени» и «ригели-пороги».
Известны следующие взгляды на их происхожде-
ние.
1. Ригели возникают в результате ледниковой об-
работки неровностей доледниковых долин (Martonne,
1910).
2. Ригели образуются в результате совместной гля-
циальной и тектонической деятельности в том смысле,
что уступы продольного профиля троговых долин форми-
руются в результате более или менее периодических
тектонических подвижек положительного знака, способ-
ствующих стабилизации концов ледников (Ивановский,
1962).
15
3. Ригели формируются исключительно в результате
стадиальной динамики древних ледников (Шумилов,
1964).
Наши наблюдения свидетельствуют, что ригельные
уступы встречаются практически во всех ледниковых
долинах. Контрастность их заметно возрастает вверх
по долине. Особенно отчетливы ригели IV, V и VI стадий.
Обычно ригельные уступы тем или иным образом связаны
с конечными моренами и в этом отношении несомненно
являются стадиальными образованиями. Однако можно
согласиться с Н. А. Шумиловым, что их связь не всегда
однозначна — число ригелей превосходит число конеч-
ных морен.
Вместе с тем можно согласиться и с Л. Н. Иванов-
ским в том, что ригели имеют сложное гляциально-текто-
ническое происхождение. Однако взаимодействие гля-
циальных процессов и новейшей тектоники представля-
ется нам несколько по-иному — большинство ригелей
непосредственно связано с молодыми тектоническими
нарушениями. По существу ригели возникают в ре-
зультате сложных гляциально-тектонических прояв-
лений.1
Конечные и боковые морены. Важней-
шим показателем стадиальной изменчивости ледников
являются конечные морены. Как известно, «необходимым
условием значительной аккумуляции конечной морены
является длительность стационарного положения конца
ледника» (Калесник, 1963, стр. 402).
Таким образом, именно конечные морены фиксируют
переломные моменты в динамике ледников. По существу
вся теория стадиальной изменчивости ледников опирается
на понятие конечной морены.
Общим и наиболее существенным признаком конечных
морен является значительное скопление моренного мате-
риала, возвышающегося над сравнительно выравненным
фоном дна трога. Нам могут возразить, что под это опре-
деление подходит и понятие боковой (т. е. береговой)
морены. Это действительно так, но боковые морены факти-
1 Любопытную точку зрения по этому вопросу высказал
Р. Флинт (1963, стр. 103), который обратил внимание на приурочен-
ность некоторых ригелей к участкам коренных пород со слабой тре-
щиноватостью. По мнению Флинта, такие выходы пород менее под-
даются эрозии, нежели трещиноватые участки ложа.
16
чески также являются конечными с той лишь разницей,
что они фиксируют стабильное состояние не конца лед-
ника, а его боковых краев. Поэтому в подавляющем
большинстве случаев конечные морены являются зако-
номерным продолжением боковых и образуют вместе
с ними единые конечноморенные комплексы. В одина-
ковой мере это касается и срединных морен.
Можно назвать следующие наиболее важные типы
горных конечных морен.
1. Конечноморенный ландшафт с неправильно взбуг-
ренным моренно-озерным рельефом.
2. Конечноморенные комплексы, образованные ду-
гообразными валами, выгнутыми вниз по долинам рек,
и замыкающие системы боковых морен.
3. Конечноморенные плотины-запруды, иногда наглухо
перегораживающие долины.
4. Моренные контуры, выдвинутые из боковых долин
в главную и иногда развернутые вниз по главной долине.
5. Конечноморенные языки.
6. Забронированные глетчеры, по существу являющиеся
конечноморенными языками, еще сохранившими ледя-
ное ядро и имеющими слабое поступательное движение.
7. Конечные морены в виде осыпей.
8. Конечные морены в виде серий уступов.
9. Обвальные конечные морены.
В настоящее время надежно установлены конечные
морены, связанные с многовековой и внутривековой из-
менчивостью оледенения. Масштабность этих морен на-
столько различна, что спутать их практически невоз-
можно. Многовековые морены отделены друг от друга
высотным интервалом в сотни или многие десятки мет-
ров, а внутривековые — высотным интервалом в метры
и (в редких случаях) в первые десятки метров.
Вопрос о существовании конечных морен иных рангов
является дискуссионным. В отдельных местах нам при-
ходилось встречать конечные морены, занимающие как
по своим размерам, так и по положению промежуточное
положение между многовековыми и внутривековыми море-
нами. Реально они встречаются очень редко.
Конечных морещ, отвечающих оледенениям в целом,
в природе не существует. Это связано с тем, что динамика
оледенения проявляется через его стадии. Можно лишь
говорить о комплексах моренных отложений, включаю-
2 Е. В. Максимов
17
щих основные, конечные, боковые и другие морены,
связанные с одним или другим оледенением.
Ледниковые террасы. От стадии к стадии
происходило не только сокращение длины и ширины
древнего ледника, но и понижение его поверхности.
При стабилизации ледника на контакте его боковых
краев и склонов трога возникали террасообразные уступы.
При небольшой крутизне склона трога эти террасы фор-
мировались боковыми моренами, о которых уже говори-
лось выше. При значительной крутизне склонов трога
формировались борозды сглаживания, т. е. границы,
до которых долины были когда-то сглажены льдом (Ка-
лесник, 1963, стр. 428). Борозды сглаживания могут
отвечать не только максимальному распространению лед-
ников, но и его стадиальным задержкам. Это и есть лед-
никовые террасы. Обычно они выражены плохо, но их
регистрация необходима для реконструкции стадиальных
размеров ледников.
Ледниковые террасы и по своим масштабам, и по гене-
зису отличны от плечей трогов и не должны с ними сме-
шиваться.
Цирки и кары. С давних пор цирки и кары
привлекают внимание исследователей горных стран. По-
давляющее большинство исследователей связывают про-
исхождение каров с деятельностью ледников и снежников.
Считается, что цирки и кары — генетически сходные
формы (Калесник, 1963). Они являются непременными
спутниками оледенения (современного или древнего) и
никогда не встречаются вне сферы деятельности совре-
менных или древних нивальных процессов. Цирки обычно
образуют верховья долин, кары же обычно врезаны в
склоны долин или гор. Между цирками и карами суще-
ствует ряд переходных форм.
Особая форма рельефа — каровые лестницы. По суще-
ству это системы врезанных друг в друга каров. Обычно
меньшие по размерам кары врезаны в склоны больших
каров. В некоторых случаях каровые лестницы превра-
щаются в каровые долины, в которых водоток после-
довательно спускается из более высоко лежащих каров
в более низкие.
Процесс формирования каров аналогичен процессу
формирования трогов. От одного оледенения к другому
как троги, так и кары становятся глубже и образуют
18
системы вложенных трогов и каров. Элемент вложен-
ности каров заметить гораздо труднее, чем вложенность
трогов, так как почти отвесные стенки каров редко фик-
сируют уровни своих днищ. Однако нам неоднократно
приходилось наблюдать такое явление (например, цирк
ледника Рерихов в Киргизском Алатау, на стенках кото-
рого видны денудационные уровни всех трех довюрмских
оледенений).2
Таким образом, в общем случае можно рассматривать
днища современных каров как уровни, отвечающие пос-
ледней ледниковой эпохе. Естественно, это не относится
к тем, в общем редким, кароподобным вместилищам,
которые утратили основной признак каров — выполо-
женность своих днищ. Вероятно, это кары максимального
оледенения, не омоложенные во время последней ледни-
ковой эпохи.
Важнейшим в палеогляциологии является вопрос о
том, фиксируют ли кары положение древней снеговой
линии. В обширной научной литературе дается поло-
жительный ответ на этот вопрос. Процессы нивации
наиболее отчетливо протекают в зоне, близкой к поло-
жению снеговой линии, т. е. там, где колебания темпера-
туры около 0° являются типичным явлением на протя-
жении всего теплового сезона. Конечно, не следует ду-
мать, что образование каров происходит на уровне,
в точности соответствующем высотному положению сне-
говой линии. Точнее, условия, благоприятные для фор-
мирования каров, создаются в некотором высотном ин-
тервале, тяготеющем к снеговой линии.
Для того чтобы сформировался хотя бы маленький
кар, необходимо некоторое время. В связи с этим можно
допустить, что плавное понижение снеговой линии в прог-
рессивную фазу оледенения, как и ее плавное повыше-
ние в регрессивную фазу, вряд ли способствует форми-
рованию каров. Остается только одно решение — на об-
щем фоне опускания и подъема снеговой линии были
периоды ее стабилизации. Этот путь рассуждений, ес-
2 Аналогичные идеи о происхождении каров (цирков) разви-
вает Р. Флинт (1963, стр. 110, 111). Он пишет, что скопления фирна
и льда последовательно заполняют и обновляют одни и те же впа-
дины цирков. В связи с этим Р. Флинт считает, что большинство
цирков является результатом воздействия нескольких ледниковых
эпох.
2*
19
тественно, ведет к признанию стадиального или ярус-
ного заложения каров. В главе V мы специально рассма-
триваем этот коренной вопрос всей палеогляциологии.
Зандровые и речные террасы. Мысль
о непосредственной связи зандровых и речных террас
с конечноморенными образованиями была высказана
очень давно (Pasquier, 1891; Penck u. Bruckner, 1909).
Указывалось, что каждый из конечноморенных амфи-
театров продолжается покровом камней, образованным
расходящимся потоком. Этот покров представляет собой
конус флювиогляциальных (зандровых) отложений.
Ш. Депере (Deperet, 1923) пошел дальше и сопоставил
ярусы террас с эпохами оледенений. Такой взгляд на фор-
мирование террас горноледниковых рек нашел широкое
распространение в геоморфологии.
Любопытно, что в чисто геологической литературе
мы часто сталкиваемся с иной трактовкой возникновения
террас в горах. Считается, что речные террасы являются
свидетелями тектонических подвижек территорий. Как же
согласовать эти две фактически взаимоисключающие
точки зрения?
По нашему глубокому убеждению, каждый из этих
взглядов на формирование террас горных рек отражает
только часть истины. Террасы горных рек, так же как
и ригельные уступы, имеют сложное климато-гляциально-
тектоническое происхождение и фиксируют один и тот же
ритмический процесс, свойственный как климато-гля-
циальным, так и тектоническим явлениям (подробнее
см. в главе VII).
Таким образом, зандровые и речные террасы без-
условно являются одним из важнейших показателей рит-
мических изменений природы горных стран.
Заканчивая обзор наиболее важных геоморфологи-
ческих и гляциологических показателей стадиальности
горных ледников, необходимо подчеркнуть, что надежные
результаты могут быть получены только при их полном
учете. Ритмические процессы практически распростра-
няются на все стороны природы гор и поэтому могут
быть надежно зафиксированы и поняты только при ком-
плексном подходе, охватывающем изучение геолого-тек-
тонических, геоморфологических, гляциологических,
климато-гидрологических и почвенно-ботанических усло-
вий конкретного района.
20
Депрессия снеговой линии. Вопрос
о депрессии снеговой линии непосредственно не связан
с геоморфологическими показателями стадиальной измен-
чивости оледенения, но имеет первостепенное значение
в познании ее механизма. Однако проблема депрессии
снеговой линии опять-таки сводится к важнейшему воп-
росу палеогляциологии: носило ли горное оледенение
закономерный характер или оно подчинялось метахрон-
ным, по существу случайным, причинам в таком смысле,
как это понимает Н. В. Башенина (1964).
Известны три основные эмпирические формулы для
вычисления депрессии снеговой линии. Наиболее простой
из них является формула Гефера (по существу это упро-
щенный вариант формулы Куровского):
К
где ЛЯ — депрессия снеговой линии, м; К — депрессия
конца ледника, м.
Две другие формулы предложены Л. А. Варданянцом
(1932, 1945). Первая формула —
где ЛЯ — депрессия снеговой линии, м; Рг — грубо при-
ближенная величина общей площади древнего ледника,
км2; Р — приращение (убыль) площади древнего ледника
ниже изогипсы конца современного ледника, км2; К —
депрессия конца ледника, м; Н — разность отметок со-
временной снеговой линии и конца современного ледника, м;
вторая —
D
у = 300 ’
где у — приращение длины древнего ледника, км; х —
средний уклон долины; D — депрессия снеговой линии, м.
Депрессии снеговой линии для низко лежащих морен,
вычисленные по формуле Гефера, заметно меньше вели-
чин, полученных по другим формулам. Это связано с тем,
что формула Гефера, используемая для определения
депрессий снеговой линии, построена на основе формулы,
которую используют для определения современной высоты
снеговой линии. В последнюю входит средняя высота
21
фирнового обрамления ледника, но эта высота соответ-
ствует современному, а не древнему леднику. У древнего
ледника она должна была быть значительно ниже за счет
большей площади области питания. В свою очередь это
должно было «понизить» высоту древней снеговой линии
и соответственно «увеличить» ее депрессию по сравнению
с современным положением снеговой линии. Высота
фирнового обрамления древнего ледника нам неизвестна,
в результате чего мы должны или отказаться от исполь-
зования формулы Гефера, или удовлетвориться заведомо
заниженными результатами.
Из двух формул Варданянца наиболее удобной и обо-
снованной теоретически является первая. Однако вели-
чины депрессий снеговой линии, подсчитанные
по ней и принятые в дальнейшем за основу, можно рас-
сматривать только как приближенные.3
Нам кажется, что суть при вычислении депрессии
снеговой линии заключается в первую оЯередь не в точ-
ности ожидаемых результатов, а в их сравнимости, дости-
гаемой единством требований при вычислении.
Глава II. РАСПАД ЛЕДНИКОВ ПОСЛЕДНЕГО
ОЛЕДЕНЕНИЯ В ГОРНОЛЕДНИКОВЫХ
РАЙОНАХ СОВЕТСКОГО СОЮЗА
Как отмечалось, полевыми гляцио-морфологическими ис-
следованиями, проведенными нами с 1954 по 1969 г.,
были охвачены почти все крупнейшие горные системы
СССР (рис. 1). Особенности распада ледников последнего
оледенения удалось проследить по всей системе гор юж-
ного обрамления страны — от Карпат на западе
(24°30' в. д.) до гор Камчатки на востоке (160°30' в. д.),
а в меридиональном направлении — от Арагаца в За-
кавказье (40°30' с. ш.) и Северного Памира (39°10' с. ш.)
до Полярного Урала (67°10' с. ш.) и гор Путорана
(69°10' с. ш.). Вне нашего поля зрения оказались лишь
горноледниковые районы Арктики (горы Бырранга и Но-
вой Земли).
При выборе конкретных районов автор прежде всего
исходил из того, чтобы на сравнительно коротком участке
3 О применении формулы Варданянца см. (Максимов, 1963).
22
местности можно было охватить исследованиями мак-
симальный высотный интервал — от концов современных
ледников (если они были) до предгорий. Приходилось
считаться также и с транспортными возможностями и со
степенью доступности тех или иных участков.
Поместить здесь исчерпывающие материалы о стади-
альном распаде ледников в различных горных системах
СССР невозможно из-за ограниченного объема работы,
а поэтому мы вынуждены отослать читателя к ранее
опубликованным статьям автора, касающимся дегляциа-
ции массива Арагац (1970а), Памиро-Алая (1969а), Киргиз-
ского Алатау (19646, 1967а), Кунгей-Алатау (1964а,
1966г), Терскей-Алатау (1964а), Джунгарского Алатау
(1961, 1963, 19666), Восточного Саяна (19656, 1965в),
Кодара (1965в, 1966д), гор Камчатки (1965в, 1966а,
1970в), Полярного и Приполярного Урала (19666, 19706),
гор Путорана (19706) и хребта Сунтар-Хаята (1970в).
Ниже будут рассмотрены только те районы, материалы
по которым либо не опубликованы совсем, либо представ-
ляются особо дискуссионными.
Украинские Карпаты. О стадиальности
вюрмских ледников в Украинских Карпатах известно
мало. П. Н. Цысь (1955) пишет о двух стадиях вюрма;
судя по данным Г. П. Алферьева (1948), касающимся
речных террас, число стадий вюрмского оледенения должно
быть большим. Б. Свидерский (Swiderski, 1937—1938)
ошибочно принимал 3—4 стадии вюрмского оледенения
за стадии рисса.
Исследованиями, проведенными автором, была охва-
чена сравнительно ограниченная территория по маршруту
Белая Тисса—Говерла—истоки Прута—Ворохта. В ре-
зультате сложилась вполне определенная картина древ-
него оледенения в районе, тяготеющем к Говерле.
Системы вложенных трогов в описываемом районе со-
хранились плохо. По существу имеются отчетливые следы
только одного трога последнего оледенения, в очень
слабой степени затронутого эрозией. Однако в крупных
карах, расположенных к востоку от Говерлы, на север-
ном склоне Черногоры, отчетливы денудационные уровни
на высоте 100 м (и реже 200 м) над днищами каров.
По всей видимости, эти уровни фиксируют днища каров
во время двух довюрмских оледенений. Нижний уровень
местами переходит в плечи трогов, заложенные на высоте
23
100—150 м. Судя по приведенным данным, Черногора
пережила не менее трех эпох оледенения.
На северном склоне хребта в долине Прута мощные
скопления боковых и конечных морен наблюдаются на
высоте 1000—1050 м. Это полностью совпадает с данными
Б. Н. Иванова (1950) и П. Н. Цысь (1955).
Выше по течению р. Прут обнаруживаются следы еще
трех-четырех конечноморенных образований (табл. 1).
Таблица 1
Абсолютные высоты подножий стадиальных конечных морен
и относительные высоты связанных с ними речных террас
в Черногоре, м
Конечные мореньг
северный склон южный склон Террасы
Стадии
горного
оледенения
IV 1700-1750 (?) 1750 1
III 1500—1600 (выше леса) 1600 (выше леса) 2
II 1400 1500 5
I 1200 1400 10
Мах 1000—1050 1200-1300 20—25
На южном склоне хребта наибольший интерес вызы-
вает циркообразное расширение в истоках левой состав-
ляющей р. Говерлы. С юго-востока в это расширение спу-
скается обширный моренный поток типа мертвого забро-
нированного глетчера, четко подразделяющийся на пять
уступов.
На южном склоне хребта в долине р. Говерлы непода-
леку от ее впадения в Белую Тиссу регистрируются 5 тер-
рас, которые могут быть сопоставлены с пятью стадиями
последнего оледенения.
Наши выводы находят убедительное подтверждение
в работе Г. П.Алферьева. Обобщая материалы польских,
румынских и венгерских исследователей, Г. П. Алферьев
выделяет на территории Карпат 9 террас. В Восточных
Карпатах 5 нижних террас (0.5—0.7, 1.5—2.0, 5.0—
6.0, 15—20 и 30—40 м) рассматриваются как голоценовые
и вюрмские, а более высокие террасы — как рисские,
миндельские и верхнеплиоценовые.
24
Вызывает интерес высказывание Г. П. Алферьева
о том, что на территории Карпат наблюдаются ясные
признаки современного оживления эрозии. Он связывает
это с молодыми поднятиями, охватившими Восточные Кар-
паты в вюрме и голоцене. Эту же мысль приводит X. Тейс-
сер (Teisseyre, 1932—1933), который считает, что в конце
вюрма имело место некоторое опускание, сменившееся
в голоцене новыми поднятиями.
Об оживлении тектонической деятельности в голо-
цене свидетельствуют также некоторые особенности мор-
фологии Черногоры. С моренами III стадии связаны ри-
гельные ступени, лишенные ледниковой обработки и
напоминающие поперечные тектонические нарушения сбро-
сового характера. Особенно ясные следы этих нарушений
сохранились в главной (восточной) составляющей Прута.
Создается впечатление, что верховья Прута были взбро-
шены в новейшее время. Нарушения видны на морене
III стадии — по-видимому, она была разорвана; оборваны
также концы отрогов, ограничивающих центральный кар.
Крупное тектоническое нарушение проходит по юж-
ному склону хребта вдоль северного борта котловины,
расположенной юго-восточнее Говерлы. Оно пересекает
хребет двойной линией и четко прослеживается в виде
глубокого разрыва на его северо-западном склоне.
С этим нарушением связаны оплыв ины, участки оседа-
ния и ровообразные понижения. По некоторым кос-
венным данным можно полагать, что это нарушение об-
разовалось позже морен III стадии и, возможно, хроно-
логически было близко времени формирования морен
IV стадии.
Подведем итог. В районе Черногоры имеются следы
трех горнодолинных оледенений; распад ледников по-
следнего оледенения прошел через пять стадий, маркиро-
ванных конечноморенными образованиями. С конечными
моренами связано пять импульсов террасообразования.
После IV стадии ледники исчезли в Черногоре оконча-
тельно. Имеются данные, свидетельствующие в пользу
того, что, начиная с III—IV стадий оледенения, в Черно-
горе активизировались процессы новейшей тектоники.
Гегамское нагорье. Исследования были
проведены по маршруту Гарни—Батикян, по долинам
рек Кармир и Гридзор. В нижнем течении Кармир глу-
боко врезался в толщу плейстоценовых лав, образовав
25
экзотический каньон, достигающий на участке выше мо-
настыря Гехарт глубины 500—600 м. Стены каньона об-
разованы лавами и пачкой сцементированной морены мощ-
ностью 80—100 м. Морена приурочена к высоте 1900—
2000 м и, видимо, откладывалась в водных условиях.
Она расчленяется на 7—9 валунных горизонтов, разде-
ленных прослоями лёссовидных суглинков. Эта морена,
полностью лишенная рельефа и залитая лавой, очевидно,
может рассматриваться как довюрмская. Формирование
ее носило ритмический характер и, видимо, охватывало
промежуток времени в 13 000—17 000 лет (если принять,
что отдельные горизонты морены формировались в ходе
1850-летней ритмичности).
Прд мореной прослеживается не менее 4—6 генераций
лав, излившихся в нижнем или среднем плейстоцене.
В пострисское время вулканизм возобновился и лавовые
потоки затопили ранее отложенную морену. Регистри-
руется не менее 5—6 пострисских импульсов вулканизма,
после окончания которых вулканизм в описываемом рай-
оне больше не проявлялся.
На западном склоне нагорья вюрмские ледники спу-
скались до высоты 2400 м. На участке конечной морены
максимальной стадии на поверхность выходят обильные
родники, вероятно свидетельствующие о существовании
зоны дробления. Сведения о стадиальных моренах за-
падного склона нагорья приведены в табл. 2.
На восточном склоне нагорья, обращенном в сторону
оз.Севан, вюрмские ледники спускались ниже, до высоты
2150 м, и фактически мощными языками выходили в пред-
горье.
Стадиальные морены Гридзора также достаточно от-
четливы (табл. 2). На участке между моренами IV и
III стадий дно трога Гридзора разорвано молодым сбросом
амплитудой до 100—200 м. К зоне сброса приурочены вы-
ходы минеральных источников. Еще один разрыв обнару-
жен на участке между моренами II и I стадий.
Кое-где на склонах вюрмского трога Гридзора высту-
пают останцы сцементированной морены, очевидно син-
хронной рисской морене западного склона.
Подводя итог, следует отметить, что в Гегамском на-
горье обнаруживаются следы во всяком случае двух лед-
никовых эпох. Ледники первой из них значительно пре-
восходили размерами ледники последней эпохи. Дина-
26
Таблица 2
Абсолютные высоты подножии стадиальных конечных морен
и относительные высоты связанных с ними речных террас
Гегамского нагорья и массива Арагац, м
Стадии горного оледенения Гегамское нагорье Массив Арагац
западный склон (долина Кармира) ВОСТОЧНЫЙ склон (долина Гридзора) морены террасы
VII Нет Нет 3400 0.5
VI » » 3270 1.5
V 3350 (?) ? 3100 3-5
IV 3200 3100 2980 7-8
III 3000 2800 2760 11—12
II 2800 2550 2620 Около 15
I 2600-2700 2300? 2440 » 30
Мах 2400 2150 2250 » 40
мика ледников обеих эпох носила стадиальный характер.
Во время первой эпохи проявилось не менее 7—9 стадий,
во время второй — только 5—6. Вулканизм, также по
своему характеру импульсивный, завершился до начала
последнего оледенения. Особенно сильный импульс тек-
тонической активности может быть отнесен к середине
голоцена, когда произошел громадный сброс на восточном
склоне нагорья.
Центральный Кавказ. В Центральном Кав-
казе исследования были проведены в бассейнах верхнего
Терека, Белой Арагви, Черека Безенгийского и Баксана.
Следам древних оледенений в бассейне Терека посвя-
щена обширная литература. Подводя итог почти столет-
них гляцио-морфологических исследований этой долины,
следует подчеркнуть существование двух взаимоисключа-
ющих точек зрения. Подавляющее большинство исследо-
вателей (Абих, 1871; Пламеневский, 1948; Рейнгард, 1930;
Ренгартен, 1932; Ковалев, 1961, 1964, и др.) считают, что
в максимальную стадию ледник последнего оледенения
располагался значительно ниже Дарьяльского ущелья —
в интервале высот 750—1200 м. С другой стороны,
Л. И. Маруашвили (1956) вообще отрицает существова-
ние сколько-нибудь значительного терского ледника.
По его мнению, в Центральном Кавказе существовали
27
лишь незначительные ледники, спускавшиеся до высоты
2500-2700 м.
Более осторожную позицию занимает В. Л. Виленкин
(1964), который пишет, что «теперь придется отказаться
от мысли, что терский хвалынский ледник выходил на
равнину» (стр. 317). Далее он отмечает, что «валунно-галеч-
ный материал, перенесенный в хвалынское время и в на-
чале голоцена талыми водами и селями на нижние террасы
Терека и даже на его пойму, создает ложное впечатление
о небольшом Хвалынском предгорном оледенении»
(стр. 317).
Исследования, проведенные нами в долине Терека, за-
ставляют решительно присоединиться к мнению Вилен-
кина, ибо обе крайние точки зрения, изложенные выше,
не отражают фактического положения вещей. В то время
как первая из них неоправданно преувеличивает размеры
древнего терского ледника, вторая не менее неоправданно
преуменьшает их.
Коренным вопросом палеогляциологии долины Те-
река является генезис Дарьяльского ущелья. Дарьяльское
ущелье — прежде всего чисто эрозионное образование.
Никаких признаков молодой троговой долины или ее
плечей в нем нами замечено не было. Что касается пробле-
матичной троговой формы долины ниже с. Чми (Ковалев,
1961), то это, вероятно, сохранившийся фрагмент трога
предпоследнего оледенения. Сколько-нибудь надежных
следов молодой ледниковой аккумуляции ниже Дарьяла
никем из исследователей не регистрировалось. Валунные
террасы, распространенные в районе с. Нижний Ларс,
Чми и Балта на высотах 15—20—60 м, несомненно являются
«переотложенными хвалынскими моренами» (Виленкин,
1964). Наличие в этих террасах крупновалунного матери-
ала находит объяснение в необычайно мощных потоках
талых вод, возникавших при извержениях Казбека,
Хорисара и других вулканов этой группы, а также в ак-
тивной селевой деятельности. Долина Терека выше Дарь-
яла сразу приобретает форму трога, хотя и не везде до-
статочно отчетливую.
Таким образом, в период максимума последнего оледе-
нения в долине Терека существовал громадный сложный
ледник длиной в 50—51 км, подходивший нижним кон-
цом к верхнему краю Дарьяла (рис. 2). Крайняя точка
распространения ледника фиксирована громадным, почти
28
J — стадиальные конечные морены; 2 — ригельно-лавовые уступы; 3 — лавовые потоки; 4 — уступы на лавовых по-
токах; 5 — кратер-цирк; 6 — каньоны; 7 — обвалы; 8 — разломы (данные Е. Е. Милановского, Н. В. Корановского,
О. Н. Егорова и автора).
Таблица 3
Некоторые показатели стадий оледенения в долинах Центрального Кавказа
Стадии горного оледене- ния Абсолютные высоты подножий конечных морен, м Депрессия снеговой линии, м Относительные высо- ты террас, м
Терек Шави- Арагви Белая Арагви Черек Безенгий- ский Баксан левые притоки р. Риони (осреднен- ные дан- ные Ч. П. Джа- нелидзе) Терек Щави- Арагви Терек Бешеная Балка
VII 2950 3100 Нет 1980 2400 2810 50 70 0.5 3.5
VI 2750 2990 2990 1970 2300 2640 110 140 2.5 10
V 2550 2880 2750 1900 2200 2420 300 220 4 15
IV 2400 2690 2500-2500 1850 2050 2200 400 380 7 20
III 2250 2370 ? 1650 1900? 2000 560 530 10 30
II 2100 2330 2000 1500 1700 1820 730 660 — 45
I 1900 1800 ? 1250 1450 1670 820 900 — 60
Мах 1480 — 1200 1100 1200 1420 1100 — - (80)
двухсотметровым лавовым ригелем, на котором распо-
ложено с. Цдо. На поверхности ригеля сохранилась не
только морена, но местами и конечноморенные образо-
вания. Подножие описанного ригельно-моренного ком-
плекса находится на высоте 1480 м (Максимов, 19666).
Распад терского ледника и его притоков носил стади-
альный характер. Следы конечной морены I стадии об-
наружены около с. Сиони на высоте 1900 м. Участок до-
лины Терека выше села рассечен поперечным разломом.
Вдоль этого разлома на правом берегу реки на 150—200 м
поднялся блок, по склонам которого располагается Сион-
ская роща. В образовавшихся обнажениях видны речные
конгломераты, сверху перекрытые моренными отложе-
ниями. Картина еще более усложнилась, после того как
с левого борта долины к реке спустился лавовый поток.
Узкий проход между взбросом и краем потока был ин-
тенсивно промыт рекой и занесен молодым аллювием.
О конечной морене, залитой лавовым потоком вулкана
Хорисар, пишет П. В. Ковалев (1961). Действительно,
на правом берегу Терека, на высоте 2100 м, под лавовым
покровом мощностью 100—200 м виден 30—50-метровый
горизонт обожженной морены, лежащей на коренных
сланцах дна долины.
Выше хорисарского лавового потока в котловине Абано
хорошо выражены аллювиальные террасы. Всего их учтено
пять: на высотах 10, 7, 4 (выраженная слабо), 2.5 и 0.5 м.
Они отвечают пяти стадиям оледенения, проявившимся
позже образования конечной морены II стадии. Четыре
верхние морены достаточно отчетливы (табл. 3). Ясных
следов морены III стадии в долине Терека нет. Однако
в долинах его притоков — Деси и Арсиномидона —
на высоте 2200—2300 м сохранились отчетливые конечно-
моренные образования.
Склоны долины Терека на участке морены IV стадии се-
чет мощный, совсем молодой поперечный разлом, ампли-
туда вертикального смещения которого достигает 200 м.
По зоне разлома в сторону долины сместились громад-
ные оплывины. По левому берегу видно смещение оплы-
вин вниз по долине примерно на 300 м. Очевидно, оплы-
вины погребли конец ледника IV стадии и были увле-
чены им вниз по долине.
Для всех конечных морен долины Терека и Шави-
Арагви была подсчитана депрессия снеговой линии (табл. 3).
31
Привлекает внимание сопряженность конечноморен-
ных образований и молодых разрывных нарушений (рис. 2).
Району максимальной морены (с. Цдо) отвечает попереч-
ный разлом, отмеченный на картах Е. Е. Милановского,
Н. В. Корановского (1964) и О. Н. Егорова (1965). Еще
один разлом, по нашим наблюдениям, сечет долину Те-
река на участке морены I стадии у с. Сиони. Вероятно,
с ним связано излияние тхаршетского лавового потока.
Морена II стадии, залитая хорисарским (кобийским)
лавовым потоком, сопряжена с предполагаемой осью
Казбек-Хорисарской глубинной поперечной зоны, вы-
деленной О. Н. Егоровым.1
На участке предполагаемого положения конечной мо-
рены III стадии (около устья Деси) также обнаружен
молодой поперечный разлом. Этот разлом указан и на
карте О. Н. Егорова. Особенно мощный разлом находится
на участке морены IV стадии. Признаки секущих разло-
мов обнаружены также в районе морен V и VI стадий.
Что касается числа древних оледенений в долине Те-
река, то на этот счет существует довольно определенное
мнение — их было три-четыре. Не вдаваясь в подроб-
ности, отметим только, что в долине верхнего Терека
местами видны остатки плечей трогов на высотах 100—200,
400—500 и 600—700 м над днищами трогов последнего
оледенения.
Материалы по дегляциации долин Белой Арагви, Че-
река Безингийского и Баксана можно найти в ранее опуб-
ликованной работе (Максимов, 1970в). Данные о высотах,
на которых располагаются стадиальные конечные морены
в названных долинах, а также в долинах левых притоков
Риони (по Ч. П. Джанелидзе, 1968), приведены в табл. 3.
Стадиальный характер сокращения ледников послед-
него оледенения изучался на северном склоне Централь-
ного Кавказа многими исследователями (Варданянц,
1933а, 1938; Ковалев, 1960; Тушинский, 1963; Вилен-
кин, 1964; Кушев, 1964, и др.). Большинство из них вы-
деляют не менее 6—8 стадий сокращения ледников.
В связи со всем сказанным можно с уверенностью
говорить о восьми стадиях распада ледников в долинах
Центрального Кавказа. Достаточно определенно про-
1 Многочисленные выходы нарзанов выше потока подтверждают
наличие здесь глубинного разлома.
32
является пространственная сопряженность конечноморен-
ных образований и зон тектонических нарушений. Осо-
бенно мощные нарушения и связанные с ними громадные
обвальные массы приурочены к моренам IV стадии.
Кунгей-Алатау. В 1961—1962 гг. исследо-
вание стадиальных систем конечных морен в Кунгей-
Алатау было выполнено в долине Чоктала на южном
склоне хребта и долинах Джиндысу и Чонкемина на его
северном склоне (Максимов, 19646, 1966д). На обоих
склонах хребта были обнаружены следы восьми стадий
сокращения ледников. Для всех конечных морен север-
ного склона была подсчитана депрессия снеговой линии,
меняющаяся от 1200 м (для максимальной стадии) до
60—100 м (для VII стадии).
Было проведено также дешифрирование аэроснимков до-
лин Сютбулака и Аксу на южном склоне хребта, в результате
которого удалось наметить положение восьми стадиаль-
ных конечных морен. Абсолютные высоты, на которых они
располагаются, определялись по топографическим картам
(табл. 4). Дешифрирование аэроснимков дало возможность
обнаружить следы древнего ледоема, располагавшегося
на высоте 2100—2200 м и соединявшего воедино ледяные
потоки, двигавшиеся по долинам Аксу и Сютбулака.
От этого ледоема брали начало короткие долинные лед-
ники, один из которых спускался вниз по долине Аксу
Таблица 4
Абсолютная высота подножий стадиальных конечных морен
и относительная высота террас долин Аксу и Сютбулак
в Кунгей-Алатау, м
Стадии горного оледенения Конечные морены Террасы
по картам по полевым данным Аксу и Сютбулак Боомское ущелье
VII 3700 3250—3300 0.2—0.5 0.5
VI 3600 3050—3100 0.5-1.0 1
V 3500 Около 3000 (?) 2-3 2
IV 3200 2900 5 5
III 3050 2750 8—10 10
п 2800 2600 20—25 35
I 2400 2400 50-60 50
Мах 2000 1800-1900 80-100 70
3 Е. В. Максимов
33
до высоты 2000 м, а второй — по долине Сютбулака,
вплоть до Тегерменты, до высоты 1950—2050 м.
Для проверки полученных результатов в 1969 г. в наз-
ванных долинах были проведены полевые исследования.
Оказалось, что общее число конечных морен и их место-
положение в точности отвечают результатам дешифри-
рования. Высота положения морен, определенная по
картам, в значительной степени отличается от высот,
полученных с помощью барометра; особенно это касается
морен, лежащих высоко (табл. 4).
Во время своего максимального распространения лед-
ник по долине Аксу не дошел всего 0.5 км до выхода из
гор. Переход от узкой и короткой эрозионной долины
к трогу достаточно отчетлив, но сама морена не сохрани-
лась.
Обширная межгорная котловина, располагающаяся
в среднем течении Аксу и Сютбулака между главным хреб-
том Кунгей-Алатау и передовым гребнем, во время мак-
симального распространения ледников представляла со-
бой ледоем. После отступания ледника впадина была за-
нята озером. Озерные суглинки сплошным кантом опоя-
сывают всю впадину и поднимаются до высот 100—150 м
над ее дном. Отчетливо прослеживаются два террасовых
уровня озерных отложений, фиксирующих две эпохи
стабилизации уровня озера. Высота этих уровней 100—
150 и 50—60 м. Дно межгорной впадины промыто и озер-
ные отложения с него удалены. Зандровый плащ, спу-
скающийся в котловину из долины Сютбулака, разделя-
ется на 6 террас, отвечающих конечным моренам II—
VII стадий. Это значит, что озеро существовало в период
между максимальной и II стадиями. Можно предполо-
жить, что верхний уровень озерных отложений отвечает
времени распространения ледника I стадии, нижний —
времени распространения ледника II стадии. Видимо,
именно во время существования ледника II стадии озеро
было спущено.
На участке морены I стадии, размытые следы которой
видны при выходе Сютбулака в котловину, отчетливо про-
слеживаются молодые тектонические деформации. Между
моренами I и II стадий дно долины загромождено обваль-
ной массой, рухнувшей во время землетрясения 1911 г.
Видимо, в этом районе также находится зона тектониче-
ского дробления.
34
Особенно обширна конечная морена IV стадии. Она
сильно размыта мощными потоками воды и несет следы
сейсмовоздействий. С ней также связана система молодых
тектонических нарушений.
Слабее других выражена морена V стадии. Морена
VI стадии, напротив, обширна и насажена на оборванный
ригельный уступ, отвечающий зоне нарушений.
Конечные морены Аксу—Сютбулака связаны с системой
зандровых террас, «полный набор» которых хорошо про-
слеживается при выходе Аксу из гор. Две наиболее высо-
кие террасы покрыты лёссовидными суглинками; на более
низких террасах суглинки отсутствуют. Террасы Аксу—
Сютбулака легко сопоставляются с террасами р. Чу
в Боомском ущелье (табл. 4).
Две наиболее высокие террасы оборваны в сторону
котловины не менее чем на 50—100 м; третья терраса
(20—25 м), вложенная в предыдущие, сходит -на нет
в сторону Иссык-Кульской котловины.
При выходе Аксу из гор на склонах ущелья просле-
живаются два-три плечеобразных перегиба на высотах
200, 400 и, может быть, 600 м над дном долины. Вероятно,
это плечи трогов трех довюрмских оледенений. Судя по
их положению, все эти три оледенения были более об-
ширными, чем последнее.
Терскей-Алатау. В 1961 г. нами были про-
ведены полевые исследования в долине р. Коль-Укок,
врезанной в западную оконечность северного склона Тер-
скей-Алатау.
Ранее (Максимов,- 1964а) предполагалось, что конеч-
ная морена на высоте 2120 м, у выхода Коль-Укока из
гор, является максимальной; кроме того, казалось, что
в высотном интервале между моренами «3150 м» и «3570 м»
должна находиться еще одна морена, однако сколько-
нибудь надежных следов этой морены обнаружено не
было. В то время вычисление депрессий снеговой линии
не проводилось и стадиальное опознание морен было
проведено ориентировочно. Проведя подсчет депрессий
снеговой линии, мы убедились в необходимости внести
коррективы в ранее составленную нами схему распада лед-
ников. В табл. 5 показаны результаты определения депрес-
сий снеговой линии и стадиальная принадлежность морен.
Й4 Из данных таблицы видно, что в долине Коль-Укока
прослеживается семь надежных этапов отступания лед-
3*
35
Таблица 5
Некоторые показатели стадий оледенения в хребте
Терскей-Алатау
Стадии горного оледене- ния Абсолютная высота подножия конечных морен, м Относительная высо- та террас, м Депрессия снеговой линии по моренам долины Коль-Уко- ка, м
Коль- Укок Чон- Кызылсу Аксу Чон- Кызылсу Аксу
VII (VII) 3790 3250 Не иссле- довано 0.5 ? 50
VI (VI) 3650 3250 То же 1 1.5 120
V(V) 3570 3100- 3150 » » 2-3 3 160
IV (III) 3J50 Около 3000 2500-2600 5-6 5—6 380
III (II) 2870 2700 2400-2450 10—12 10-12 520
II (I) 2520 2550 2350 20—25 20-25 700
I (Max) 2120 2400 2250 40-50 50—60 920
Max В Коч- корской впадине 2200 Около 2000 80-100 100
Примечание. В скобках приведена ошибочная стадиальная инде-
ксация морен Коль-Укока (Максимов, 1964а).
ников. Конечная морена максимальной стадии отсутствует.
Видимо, она погребена под зандровыми отложениями или
размыта водами древнего Кочкорского озера. Депрессия
снеговой линии для наиболее низкой морены достигает
во всяком случае 900 м, а не 350—450 м, как отмечает
Р. Д. Забиров (1956). Вероятно, депрессия снеговой ли-
нии во время максимального распространения ледников
последнего оледенения достигала 1100 м.
Следы очень древних каровых ниш, видных на скло-
нах Терскей-Алатау около выхода Коль-Укока из гор,
на высоте в 2500—2600 м, очевидно, связаны с более ран-
ним оледенением. Депрессия снеговой линии, вычислен-
ная по ним, достигает 1360—1460 м.
В 1969 г. гляцио-морфологические исследования были
проведены в центральной части северного склона хребта —
в долинах Чон-Кызылсу и Аксу.
36
В долине Чон-Кызылсу отчетливо регистрируется по-
ложение всех восьми стадий распада оледенения (табл. 5).
Обвальный характер присущ моренам II и IV стадий.
Особенно это касается морены IV стадии, связанной с си-
стемой разрывных нарушений сбросового типа, пересе-
кающих устье р. Айламы, и с громадной сейсмогенной
оплывиной, сместившейся с правого борта долины. В це-
лом морена IV стадии ясно делит долину Чон-Кызылсу
на две резко отличные части: нижнюю — нормальный
трог, верхнюю — ригельное верховье. Разрывные нару-
шения связаны также с моренами V и VI стадий. По пра-
вому борту долины морена VI стадии взброшена новейшими
движениями не менее чем на 30—40 м вверх. Ригель
морены V стадии обнаруживает признаки разорванности;
подножия скалистых обрывов, образующих этот ригель,
покрыты свежим глыбовым материалом.
Обращает вниманиев ысотная сближенность наиболее
молодых морен. Фактически морены VI и VII стадий
находятся на той же высоте, что и открытый конец лед-
ника Карабаткак. Можно предположить, что это связано
с совсем молодыми (верхнеголоценовыми) интенсивными
восходящими движениями, охватившими центральную,
наиболее высокую часть Терскей-Алатау.
Конечные морены долины Чон-Кызылсу сопрягаются
с системой зандрово-аллювиальных террас (табл. 5). Лишь
две нижние террасы — на высоте 0.5 и 1.0 м над уровнем
реки — разделимы с трудом. В обнажении террасы, со-
поставляемой с IV стадией оледенения, на глубине около
2 м обнаружен мощный горизонт погребенной почвы,
возможно отвечающий времени климатического оптимума
голоцена.
Долину Аксу полностью исследовать не удалось —
зафиксированы только пять нижних морен. Все морены
этой долины насажены на исключительно хорошо выражен-
ные ригельные задвижки. К подножию конечных морен
максимальной и IV стадий приурочены выходы минераль-
ных источников, очевидно связанные с зонами глубинных
разломов. Морена III стадии представляет собой громад-
ный вынос обвальных сланцевых глыб из правой боковой
долины. Обвальная масса, а также рвущие борта трога
разрывы настолько типичны, что даже возникает предпо-
ложение, не относится ли указанная морена к IV стадии.
О восходящих движениях в этой зоне хребта свидетель-
37
ствует общая высотная сближенность морен I, II, III
и IV стадий. Не исключено, что тектонические движения
были столь интенсивными, что морена IV стадии оказалась
наложенной на морену III стадии. Окончательно решить
этот вопрос пока невозможно.
На перевале, между правой и левой составляющими
Аксу (по дороге к источнику Алтынарасан), встречены
обширные нагромождения морены более раннего оледе-
Таблица 6 Депрессия снеговой линии в Джунгарском Алатау, м нения, лежащие на 250—300 м выше сов- ременного дна долины. Этому оледенению при
Стадии горного оледенения Долина р. Лепсы (по П. А. Черкасо- ву) Долина Тентека I и Биена выходе из гор отвечает зандровая терраса вы- сотой в 200 м. Здесь, так же как и в долине Чон- Кызылсу, морены по-
VII VI V IV III II I Мах 47 86 168 341 542 739 40 90 180 360 500 720 следнего оледенения свя- заны с зандрово-аллю- виальными террасами (табл. 5). Следует заме- тить, что и в долине Аксу и в долине Чон- Кызылсу из вюрмских террас только две наи- более высокие несут
покров лёссовидных
суглинков; более низкие террасы этого покрова лишены.
Джунгарский Алатау. Система стадиаль-
ного распада ледников последнего оледенения в долинах
рек Саркана, Баскана и Лепсы на северном склоне Джун-
гарского Алатау (табл. 6) была разработана П. А. Чер-
касовым (1957, 1964). Аналогичная работа была выполнена
несколько позже автором для долин Тентека I и Биена
(Максимов, 1961, 1963).
А. В. Шнитников (1961) давно высказывал сомнение
в полноте данных П. А. Черкасова. Он предполагает,
что в Джунгарском Алатау должны были проявиться еще
две более ранние стадии оледенения (максимальная
и шлирен), во время которых концы ледников соответ-
ственно опускались до 1250 и 1550 м.
Исходя из этой предпосылки, мы вновь пересмотрели
все литературные, архивные и полевые материалы по
38
Джунгарскому Алатау и пришли к заключению, что обе
«недостающие» стадии в Джунгарском Алатау были (Мак-
симов, 1961, 1963,). Положение концов ледников максималь-
ной стадии фиксируется на высоте 1200—1300 м при де-
прессии снеговой линии в 1100—1300 м; конечные морены
I стадии располагаются на высоте 1500—1700 м при де-
прессии снеговой линии в 900—1000 м.
Реконструкция двух нижних стадий последнего оле-
денения по литературным и архивным источникам все-
таки оставляла некоторое чувство неудовлетворенности.
Поэтому в 1965 г. были проведены полевые исследования
в долинах Малого и Большого Басканов на северном склоне
Джунгарского Алатау (Максимов, 19666).2
Выше отметок 1760—1800 м в долинах Б. и М. Баскана
сохранились отлично выраженные троги последнего оле-
денения, на дне которых отчетливо фиксируются по шесть
конечных морен, ранее обнаруженных П. А. Черкасовым
(1964). Юный врез в днища трогов на участке наиболее
низких морен достигает 15—20 м. Ниже начинаются
ущелистые участки долин, местами переходящие в кань-
оны. На бортах ущелий на высоте 30—60 м «подвешены»
обрывки сильно разрушенных трогов, непосредственно
смыкающихся с днищами трогов выше каньона. Харак-
терно, что наибольшему разрушению троги подвергались
на участке тектонического уступа (Афоничев, 1960); ниже
облик трогов снова достаточно ясен.
В Б. Баскане трог просматривается вплоть до выхода
в Покатиловскую котловину и заканчивается на высоте
1100—1200 м мореноподобным комплексом высотой 60 м,
покрытым мощным лёссовым чехлом. Участок долины
Б. Баскана, прилегающий снизу к району слияния Ка-
раунгура и Кунукбая, более широкий, с ясными трого-
выми очертаниями. Врез заметно уменьшается и в отдель-
ных местах исчезает совсем. На дне трога и по его склонам
залегает типичная морена. В самом нижнем течении Ка-
раунгура, слева, на высоте около 80 м, прослеживается
фрагмент трога, опускающийся в сторону Б. Баскана
и заканчивающийся ригельной задвижкой. На стрелке,
у слияния Караунгура и Кунукбая, возвышается скали-
2 Работы проводились совместно с А. В. Шнитниковым и
П. А. Черкасовым. Однако излагаемая точка зрения принадлежит
только автору.
39
стый останец. Сверху он покрыт мореной, образующей
холмистый, конечноморенный рельеф.
Очевидно, здесь, у слияния Караунгура с Кунукбаем,
на высоте 1400—1500 м, раньше была конечная морена,
Рис. 3. Гляцио-морфологическая схема
долины М. Баскана в Джунгарском
Алатау.
1 — стадиальные конечные морены (морены
II—VII нанесены по данным П. А. Черкасова,
1964 г.; максимальная и I — по данным ав-
тора; индексация автора); 2 — главная сту-
пень рельефа; 3 — каньоны; 4 — разломы по
Н. А. Афоничеву; 5 — предполагаемые раз-
ломы.
в дальнейшем в значительной степени разрушенная эро
зией.
Еще более определенная картина наблюдается в до
лине М. Баскана (рис. 3). Верхняя, хорошо сохранив
40
шаяся часть трога последнего оледенения на участке
тектонической ступени сменяется экзотическим каньо-
ном, в котором следы трога буквально сметены. Однако
на высотах 50—100 м на бортах каньона подвешены фраг-
менты троговой долины, усыпанные мореной (в том числе
громадными валунами). Ниже тектонической ступени,
вплоть до выхода реки в Аманбухторскую котловину,
следы трога становятся более отчетливыми. У выхода
реки в Аманбухторскую котловину фиксируются следы
конечной морены I стадии, ранее (Максимов, 1958) оши-
бочно принимавшейся нами за морену рисса.
Аманбухторская впадина во время максимального рас-
пространения ледника была, очевидно, полностью или
частично занята льдом. Ясных следов ледниковой обра-
ботки впадина не несет, однако долина М. Баскана,
врезанная в горную перемычку, разделяющую Аман-
бухторскую и Покатиловскую котловины, несомненно
имеет ледниковый облик. Оканчивается трог громадным
мореноподобным комплексом, лежащим на правом берегу
М. Баскана при его выходе в Покатиловскую котловину
(абс. выс. 1150 м); с него берет начало отлично выражен-
ная зандровая терраса высотой в 60 м, далеко прослежи-
вающаяся в междуречье Б. и М. Басканов.
Общее число аккумулятивных террас в нижнем те-
чении М. Баскана равно не 6, как утверждает П. А. Чер-
касов, а 7-8 (0.4, 0.8, 2.5, 15, 25, 35, 45 и 60 м).
Во время максимального распространения ледники
по обоим Басканам спускались до Покатиловской кот-
ловины, где и сформировали конечные морены. Древ-
ний ледник подчинялся общему характеру тектониче-
ского строения хребта. Участки относительно спокой-
ного течения льда, соответствующие поверхностям тек-
тонических ступеней, чередовались с узкими крутыми
ледосбросами, отвечающими самим ступеням. На послед-
них лед узкими, вероятно ледопадными, потоками стре-
мительно спускался вниз до поверхности более низкой
ступени. На узких и крутых ледосбросных участках мо-
ренный материал измельчался и окатывался, приобретая
в известной степени водно-ледниковый облик.
Таким образом, как в долине Малого, так и в долине
Большого Басканов удалось примерно восстановить по-
ложение обеих нижних конечных морен, для которых по
ледникам Щукина и Джамбула (Черкасов, 1959, 1960)
41
нами была вычислена депрессия снеговой линии. Для
конечной морены максимальной стадии она оказалась
порядка 1100—1140 м, для морены I стадии — порядка
830—900 м.
После отступания ледников указанных стадий эро-
зионные усилия прежде всего сосредоточились в зоне
тектонических ступеней, в результате чего следы леднико-
вой деятельности на этих участках были буквально сме-
тены и образовались экзотические каньоны, а троги
оказались как бы разорванными.
Перед выходом Б. Баскана из гор в Покатиловскую
котловину над дном трога последнего оледенения про-
сматриваются плечи трогов на высотах 200, 500 и 700 м.
Еще один неопределенный уровень есть даже на высоте
900 м. Система вложенных трогов фиксируется также
в долине Кунукбая близ слияния с Караунгуром (200—
250, 500—600 м), в долине Кунукбая, между моренами
II и III стадий (250, 500, 750—800 м), в долине Караун-
гура (250, 500, 750-800 м).
Опираясь на эти данные, можно сделать заключение,
что Джунгарский Алатау пережил четыре эпохи оледе-
нения.
Алтай. Алтай относится к числу наиболее изучен-
ных горных систем Советского Союза. Буквально поколения
геологов и геоморфологов занимались здесь разрешением
проблем палеогляциологии. Для нас наибольший инте-
рес представляет работа Л. А. Варданянца (1938), в ко-
торой на основании исследований И. М. Мягкова (1936)
и К. Г. Тюменцева (1933) обоснована стадиальная схема
отступания ледников последнего оледенения в Централь-
ном Алтае. В дальнейшем эту схему широко использо-
вал и развил А. В. Шнитников.
Полевые исследования, проводившиеся в 1966 г. ав-
тором этой работы, были ограничены бассейном р. Са-
ралки на северном склоне хребта Сарымсакты. Саралка
прорезает склон хребта глубокой долиной, пересекает
недалеко от пос. Топкаин Катон-Карагайскую впадину
и узким ущельем, преодолев невысокую цепь гор, вытя-
нутую вдоль северного края впадины, выходит к Бухтарме.
В истоках Саралки имеются два небольших ледника,
расположенных в глубоких вместилищах, врезанных
в северные склоны массива Беркут-Аул.
42
Верхняя часть долины расширена и несколько ьыпо-
ложена, нижняя (до выхода из гор), напротив, сужена
и крута. Троговая форма долины становится отчетливой
выше 1200—1300 м. Ниже трог сильно нарушен эрозией,
прорезавшей его дно на глубину до 40 м. При выходе
из гор река образует крупновалунный конус, спускаю-
щийся в сторону пос. Топкаин.
Отчетливые следы деятельности ледников последнего
оледенения встречены на высоте 950 м, около выхода Са-
ралки из гор. На обоих бортах долины на высоте 30—
50 м подвешены здесь троговые прилавки, усыпанные
мореной.
Имеются признаки того, что ледники восточной части
северного склона хребта Сарымсакты выходили из гор
и образовывали в Катон-Карагайской котловине ледоем.
Отсутствие в котловине конечной морены делает наш
вывод только предположительным. С другой стороны,
все долины северного склона хребта, расположенные за-
паднее Саралки, заперты типичными конечными море-
нами, фиксируемыми на высоте 800 м.
Независимо от решения вопроса о существовании катон-
карагайского ледоема, очевидно, что ледники северного
склона хребта Сарымсакты спускались до высоты 800 м,
где отложили конечные морены времени своего максималь-
ного распространения.
В средней части долины Саралки по крутому уступу
спускается громадный моренный поток, затапливающий
всю долину. На этом потоке отчетливы три языкообраз-
ные генерации, как бы наползающие одна на другую.
На левом борту каждую из этих генераций замыкает вал
морены (табл. 7).
На абсолютной высоте 2000—2100 м начинается ко-
нечноморенный ландшафт следующей, четвертой, гене-
рации (рис. 4). Единого уступа этот моренный комплекс
не образует и расчленяется на два самостоятельных языка,
один выползает из долины р. Озерной, а второй — из
долины Саралки.
Очевидно, времени отложения последней из выше-
описанных морен или времени, сразу последовавшем за
ним, соответствует резкая интенсификация процессов но-
вейшей тектоники. У слияния левой и правой составляю-
щих Саралки край трога вздернут почти на 200 м. Обрыв
ригеля скалистый, почти отвесный, и совсем не затронут
43
экзарацией. Взброс связан с системой поперечных и' про-
дольных разломов с видимым смещением в 50—70 м.
Свежий глыбистый материал, лежащий вдоль взброса
и не переработанный ледником, свидетельствует, что
тектонические нарушения не могли образоваться ранее
формирования морены «2000—2100 м».
Аналогичное образование, правда несколько меньшее
по масштабам, привязывается к морене той же стадии
в долине р. Озерной. Моренно-ригельные образования
трех молодых стадий также достаточно отчетливы (табл. 7).
Таблица 7
Некоторые показатели стадий оледенения на Алтае
Стадии горного оледенения Долина Саралки ДНср (по Ива- новскому, 1967) Стадии оледенения (по Варданянцу) Относительная вы- сота террас, м 1 (по Селиверстову)
Н АН АН название
VII VI 2600 2480 60-90 120-170 50-60 Около 70 40-70 70-85 XVH-XIX вв. Историческая 0.5 1.2
V IV 2300 2100 200-2G0 320-410 » 190 » 380 } 150-300 Аккемская 3 6.5
III II 1750 1500 490-600 630-750 » 560 » 700 400 -460 600-700 Кочурлинская Мультинская 10.5 20
I 1250 790—880 » 800 800-900 900-1000 j> Огневская 1-я 45
Мах 800 1020-1120 1150 Максимальная 90
Примечание. Н — абсолютная высота подножий конечных морен, м;
ДИ — депрессия снеговой линии, м.
На основании приведенных данных видно, что система
распада оледенения в бассейне Саралки существенно не
отличается от систем Л. А. Варданянца и Л. Н. Иванов-
ского.
Ю. П. Селиверстов (1959), занимавшийся изучением^
древнего оледенения на Южном Алтае, подчеркивает,
что «со стадиальными подвижками ледников связано
образование в долинах рек эрозионно-аккумулятивных
террас, причем каждой стадии отступания ледников от-
вечает определенный террасный уровень» (стр. 158).
44
Восточный Саян. О древних оледенениях Во-
сточного Саяна, и особенно бассейнов Иркута и Оки,
написано много. Подробные сводки по этому вопросу
имеются в работах С. В. Обручева (1946), И. М. Забелина
(1950) и В. Н. Олюнина (1965).
Рис. 4. Гляцио-морфологическая схема верхней части долины
р. Саралки (Южный Алтай).
1 — стадиальные конечные морены; 2 — уступы и ригели тектониче-
ского облика; 3 — обвалы; 4 — оплывины; 5 — разломы.
В 1963 г. автором были проведены специальные ис-
следования в долинах Иркута, Белого Иркута, Ихе-
Ухгуня, Жохоя и Оки. Сопоставление данных по всем
долинам показало, что .сокращение ледников последнего
оледенения протекало здесь по единому стадиальному
плану (Максимов, 1965в).
В Мондинской котловине четко регистрируется семь
террас (Максимов, 19656). Особенно отчетливы террасы
на левом берегу Иркута около пос. Монды (2, 5, 7.5, 10,
45
14.5, 18.5 и 60 м). Все семь террас вложены в морену
максимальной стадии и могут быть связаны со стадиями
распада ледника.
В обнажении террасы, отвечающей IV стадии, был об-
наружен уголь. Его возраст оказался равным 5250 +
+ 170 лет. Возраст современной конечной морены ледника
Перетолчина не превышает 150 лет (Максимов, 1965а).
Зная возраст морен IV и VII стадий, нетрудно с некото-
рым приближением судить о возрасте морен V и VI ста-
дий (3600 и 2000 л. н.).
На хронологию стадий оледенения в Восточном Саяне
может пролить свет следующий факт. А. Ф. Ямских (1969),
изучавший геоморфологические условия в долине Енисея,
в пределах Саяно-Тувинской горной области, выделил
серию речных террас, относящихся к последнему оледе-
нению. Возраст террасы высотой 20—25 м, сопоставимой
с террасой Иркута высотой 18.5 м, определен с помощью
радиоуглеродного метода в 11 000—10 000 л. н.; терраса
высотой 8—12 м, сопоставимая с террасой высотой 10 м,
оказалась «теплой», — отвечающей климатическому оп-
тимуму голоцена (6000—5000 л. и.); возраст террасы
высотой 4—5 м, сопоставимой с 5-метровой террасой,
оказался равным 3500 л. н.
Хребет Су нт а р - X а я т а.3 В качестве кон-
кретного объекта исследования была выбрана долина
р. Сунтар, врезанная в северный склон хребта и относя-
щаяся к бассейну р. Индигирки (рис. 5).
В долинах Сунтара и его притока Хорони, берущей
начало с ледников, были обнаружены следы всех 8 ста-
дий сокращения горных ледников — от максимальной,
во время которой сунтарский ледник достигал 120 км
длины и спускался до отметки 900 м (до трассы Хандыга—
Томтор), до современной, морены которой обрамляют
концы всех сунтарских ледников (Максимов, 1970в).
Таким образом, не оправдался вывод М. М. Корейши
(1963) о том, что конечные морены древних горнодолинных
оледенений в хребте Сунтар-Хаята прослеживаются плохо.
Отчетливо прослеживается связь конечноморенных об-
разований с зандрово-аллювиальными террасами (табл. Й)
и с зонами тектонического дробления. Однако особенно
3 Исследование стадиальных конечных морен Сунтара было
проведено совместно с И. А. Некрасовым.
46
отчетлива последняя у морен верхней части ряда. В боль-
шинстве случаев морены IV—VI стадий сопряжены с бо-
ковыми смещениями, обвальными и обвально-присклоно-
выми массами. В ряде мест (например, долина Хорони)
срывная тектоника, наподобие той, какая наблюдалась
в горах Путорана, почти полностью разрушила молодые
троговые долины, придав им облик провальных щелей-
каньонов. Поэтому мож-
но с полной уверен-
ностью говорить о том,
что после IV стадии оле-
денения тектонические
процессы вступили в
новый этап развития —
этап резкого усиления.
Этот новый этап начал-
ся с тектонического по-
трясения. Его следы
особенно отчетливы в до-
лине Сунтара, где ко-
нечная морена IV ста-
дии сопряжена с гро-
мадным продольным раз-
ломом-срывом, протя-
нувшимся вдоль левого
борта трога. Смещение
борта трога по этому разлому местами достигает 150—
300 м. Вероятно, именно в этот момент произошло
Таблица 8
Конечные морены и речные
террасы долины Сунтара
Стадии горного оледенения Абсолют- ная высота подножий конечных морен, м Относитель- ная высота речных террас, м
VII 2050 0.5—0.6
VI 1950 0.8—1.0
V 1800 1.5
IV 1650 2-3
III 1450 8-10
II 1230 25
I 1000 40—50
Мах 900 80
разверзание тектонических швов в долине Хорони
и сформировались современные трещиноподобные до-
лины.
Итак, хребет Сунтар-Хаята испытал значительные тек-
тонические потрясения в голоцене, особенно в его второй
половине.
Обнажения рыхлых отложений, покрывающих флю-
виогляциальные галечники 25-метровой террасы, свя-
занной со II стадией оледенения, свидетельствуют о неод-
нократной смене на этой территории теплых и холодных
условий. Выше галечников, видимо связанных со време-
нем сокращения ледников I стадии, прослеживаются
четыре горизонта песков, разделенных тремя почвенно-
торфянистыми горизонтами. Еще один почвенный гори-
зонт отделяет нижние пески от галечников. Возраст ниж-
47
6
Рис. 5. Гляцио-морфологическая схема долины р. Сунтар.
д г. Мус-Хая, 2953
а — ранние стадии распада оледенения в долине Сунтара; б — поздние стадии распада оледенения в верхней части долины
Сунтара и в бассейне Хорони. 1 — стадиальные конечные морены; 2 — присклоновые моренно-обвально-тектонические обра-
зования; 3 — важнейшие срывные нарушения; 4 — разломы; 5 — каньоны.
него почвенного горизонта имеет датировку по радио-
углеродным данным в 10 200+120 лет (ЛУ-85), второй
снизу горизонт органики датирован в 9450+120 лет
(ЛУ-86), а наиболее мощный почвенный горизонт (чет-
вертый снизу) — в 660+90 лет (ЛУ-87).
Намыв песков, очевидно, осуществлялся в периоды
активизации ледников. Хронологически намыв нижнего,
наиболее мощного слоя песка отнесен в основном к ин-
тервалу времени 10 200—9450 л. н. Нетрудно заметить,
что названный интервал совпадает с хронологическим
положением II стадии горного оледенения (Шнитников,
1957; Максимов, 1966ж).
В верховьях Сунтара и Хорони примерно на 100 м
выше современной верхней границы леса в свежих кону-
сах и под солифлюкционным чехлом обнаружены остатки
погибшего лиственничного леса. Образец древесины из
этого леса показал возраст в 420+50 лет (ЛУ-88). Это зна-
чит, что в середине XVI в. условия произрастания леса
резко ухудшились и началась его массовая гибель на
верхней границе распространения. Не вызывает сомнения,
что гибель леса и усиление солифлюкции связаны с малой
ледниковой эпохой, начавшейся именно в XVI в. В ре-
зультате дендрохронологических исследований, прово-
дившихся Н. В. Ловелиусом, было установлено, что наи-
более значительное похолодание, связанное с этой ста-
дией, может быть отнесено к первой половине XIX в.
(Ловелиус, 19706).
Возраст стадий горного оледенения в хребте Сунтар-
Хаята может быть также сопоставлен с возрастом террас
Индигирки и Колымы (Баранова, Бискэ, 1964), которые
по крайней мере в верхней части своего течения явля-
ются типичными горными реками. Время формирования
низкой поймы — 370 л. н., верхней — от 4125 до 2100 л. н.
Вероятно, эти датировки относятся к двум слившимся
низким террасам, соответственно имеющим возраст 4125
и 2100 л. н. Это подтверждается тем, что в устье Инди-
гирки 1-я надпойменная терраса датирована в 2255 +
+ 160 л. н. В другом месте она датирована (в среднем по
четырем определениям) в 7800 л. н., что в точности совпа-
дает с датировкой 1-й надпойменной террасы Колымы.
Итак, можно констатировать, что намыв террас Инди-
гирки происходил 370, 2100—2300 и, вероятно, 4100
и 7800 л. н. Как будет показано ниже, это хорошо со-
4 Е. В. Максимов
49
гласуется со временем наступания ледников VII, VI,
V и III стадий.
Горы Камчатки. Изучение стадиальности гор-
ных ледников Камчатки в 1964 г. было проведено в бас-
сейне р. Белой в Срединном хребте и на северном склоне
Ключевского массива, а в 1968 г. — в районе вулкана
Авачи (Максимов, 1965в, 1966а, 1970в). Сводные данные
о результатах этих исследований приведены в табл. 9.
Таблица 9
Некоторые показатели стадий оледенения в горах Камчатки
Стадии горного оледенения Долина р. Белой Абсолютная высота подножий конечных морен Относительная вы- сота террас р. Кам- чатка (по И. В. Ме- лекесцеву), м Абсолютная хронология, л. н
Я ДЯ северный склон Ключев- ской сопки южный склон Авачи и Коряки
VII 1300-1330 Около 60 1300-1440 1150-1200 ? Примерно 100
VI 980-1100 190 1240-1380 1050-1100 1.0-1.5 2500-2000
V 920-1020 310 1120-1290 900-1000 1.5-3.5 Около 4000
IV 720-880 420 1050-1080 850 4.0-4.5 Примерно 6000-5000
III 610—640 650 840 750-800 6.5-7.0 Ранее 7000-6000
II 380-430 790 700 650-700 8
I 250-310 880 500 400-450 10
Мах 140 1000 370 200-300 13-15
Примечание. Я — абсолютная высота подножий конечных морен, м;
ДЯ — депрессия снеговой линии, м.
Изучение слоистых почвенно-пепловых толщ и их со-
отношений с конечноморенными образованиями (Макси-
мов, 1966а, 19686) позволило в первом приближении дати-
ровать молодые стадии горного оледенения Камчатки
(табл. 9).
Горы Путорана. Следы деятельности ледни-
ков последнего оледенения изучались в горах Путорана,
в районе, заключенном между горой Камень и оз. Аян.
Сведения о конечных моренах и террасах этого района по-
мещены в табл. 10 (Максимов, 19706).
Максимальное развитие сартанское оледенение полу-
чило, по данным радиоуглеродного метода, 13 300 л. н.
(ГИН-90, ГИН-91; Верхний плейстоцен, 1966, стр. 273).
Поскольку конечные морены, лежащие на высоте 100 м
50
Таблица 10
Некоторые показатели стадий оледенения в горах Путорана
Стадии горного оледене- ния Высота ко- нечных морен, м Высота террас, м Абсолютная хронология, л. н. Криофазы Путорана и Таймыра (по В. А. Зу- бакову; Zyba- kov, 1969), л. н.
фактиче- ские данные данные, по- лученные интерполи- рованием
VII (1250-1350) 0.5-1.0 150-100
VI (1050-1250) 1-2 2500-2000
V 900-1150 2—3 4000-3500
IV 800—900 4-5 6000-5000
III 700—750 8 8000-7000
II 600 10 10000—9000 10700-10500
I 500 15 12000-11000 12300—11700
Мах 100 ? 13300 14300-13300
Примечание. У В. А. Зубкова указана еще одна криофаза между
12 900 и 12 600 л. н. В скобках приведены предполагаемые величины.
на западном склоне Путорана, отвечают максимальному
распространению сартанских ледников, приведенные дати-
ровки могут быть распространены и на них.
Морфолого-стратиграфические, палинологические, ден-
дрохронологические и радиоуглеродные исследования обна-
жения 2.0—2.5-метровой террасы в долине Ноку-Урека
(Вострухина, Ловелиус, Максимов, Романова, 1970) по-
зволили в общем виде восстановить хронологическую кар-
тину изменчивости ледников Путорана в верхнем голоцене
(табл. 10).
Урал. Летом 1965 г. специальные гляцио-морфоло-
гические исследования проводились в горах Полярного
и Приполярного Урала (Максимов, 1966в, 19706). В табл. И
сведены все данные о числе и высотном положении конеч-
номоренных образований в долцнах этой части Урала
(рис. 6).
В 1969 г. аналогичные исследования были проведены
на Северном Урале на южных склонах Конжаковского
Камня, а на Южном Урале — на склонах горы Иремель
и в хребте Зигальга. В обоих районах современные лед-
ники отсутствуют, поэтому ожидать здесь наличия пол-
ных рядов стадиальных морен не приходится.
Обращает на себя внимание исключительно малый вер-
тикальный диапазон оледенения Полярного и Приполяр-
4*
51
Рис. 6. Гляцио-морфологическая карта восточного склона
хребта Сабля.
1 — стадиальные конечные морены; 2 — кары; 3 — ледники; 4 —
направление течения льда; 5 — обвалы; 6 — обвальный материал;
7 — предполагаемые разломы. Морена максимальной стадии, рас-
положенная в долине р. Сед-ю, на схеме не показана.
Таблица 11
Абсолютная высота подножий конечных морен и относительная
высота террас Урала, м
Конечные морены
м
ft W
о S
Рн Д
«а
Полярный Урал
Припо-
ляр-
ный
Урал
Северный
Урал
Южный Урал
л
и
сб
SCO
Q
л а
§2
VII
VI
V
IV
III
II
I
Мах
810
770
720
630
500
420
240
170
770-800
740—750
720
660
590
440
300
200
Нет
820
770
710
620
520
450
340
720-730
710
640
560
510
430
300
200-230
Нет
1450?
1350
1200
1000-1100
850?
700?
600
Нет
»
»
»
1350—1400?
1200-1250
900—1000
?
Нет
»
»
»
?
1150-1200
900?
800?
Нет
>>
»
»
?
1100
950
800
Нет
»
2-3
5-6
8-12
1
Примечание. 1 — район горы Пендирмапэ (басе. р. М. Пайпудыны);
2 — массив Рай-из (басе. р. Собь); 3 — массив Пай-ер (басе. р. Хороты); 4 —
массив Сабля (басе. р. Сед-ю); 5 — Конжаковский Камень, южный склон
(басе. р. Лобвы); 6 — гора Иремель, южный склон (басе. р. Белой); 7 — гора
Иремель, северный склон (басе. р. Юрюзань); 8 — хребет Зигальга, долина
р. Евлокты (басе. р. Юрюзань).
ного Урала, составляющий только 400—600 м вместо 1500—
1600 м в горах Восточной Сибири и 1600—1800 м — в го-
рах Средней Азии.
Значительные трудности вызывает определение депрес-
сии снеговой линии по ледникам и моренам Полярного и
Приполярного Урала. Дело в том, что ледники этого рай-
она располагаются значительно ниже (на 800—1200 м)
уровня теоретической снеговой границы (Троицкий, 1966).
Это значит, что снеговая линия проходит здесь значительно
выше самых высоких вершин Урала. Существование лед-
ников связывают здесь с высокой концентрацией снега
в карах и на уступах подветренных склонов. По существу
мы сталкиваемся с очень редким явлением: вершины гор
не достигают снеговой линии, а ледники все-таки есть.
При этом сокращение ледников последнего оледенения
проходило вполне закономерно (т. е. через 8 стадий) —
от максимального их распространения до современного
положения. Однако общий вертикальный диапазон раз-
вития древнего оледенения был по крайней мере в 3—4 раза
меньше, чем в других горных странах СССР.
53
Вычисление депрессии снеговой линии на Урале не-
возможно прежде всего из-за того, что мы фактически не
знаем ее современного положения. Фирновая граница,
прослеживающаяся на уральских ледниках, настолько
резко отличается от снеговой линии (на многие сотни
метров), что ее нельзя использовать при вычислениях.
Инверсионный характер дегляциации Полярного и При-
полярного Урала наводит на мысль о том, что эти рай-
оны испытали в голоцене энергичное воздымание.
На Конжаковском Камне работы проводились в до-
линах рек Конжаковки и Катышера. Во время последней
ледниковой эпохи в этом районе Северного Урала форми-
ровались локальные ледники вершинного типа. В связи
с этим следы деятельности ледников здесь мало определенны
и не слишком четко выражены. Несмотря на это, максималь-
ное распространение вюрмского ледника достаточно на-
дежно фиксируется на высоте 600 м (табл. 11). В то время
здесь существовал небольшой предгорный ледник, оставив-
ший пологий фронтальный моренный уступ высотой до 50 м.
В обеих долинах отчетливые конечноморенные образова-
ния приурочиваются к высотам 1000—1100 м. В долине
Конжаковки между мореной этой стадии и максимальной
мореной есть еще два пологих уступа (на высотах 700 и
850 м), которые можно рассматривать как конечноморен-
ные образования. Очевидно, все перечисленные морены
могут быть отождествлены с максимальной, I, II и
III стадиями горного оледенения.
Выше морены III стадии конечноморенные образования
выражены плохо. Однако на склонах широких цирко-
образных вместилищ, лежащих в истоках Конжаковки
и Катышера, четко прослеживаются две солифлюкцион-
ные зоны, привязывающиеся к отметкам 1200 и 1350 м.
Видимо, они сформировались в результате деятельности
ледников или крупных снежников IV и V стадий оледе-
нения.
На южных и юго-восточных склонах Конжаковского
Камня обнаружены террасовидные прилавки полуколь-
цевой формы, сложенные глыбистым, частично окатанным
материалом. Эти террасы образуют своеобразные лест-
ницы, состоящие из 5—7 ступеней. Любопытно, что каж-
дая ступень отделена от соседней выходами скал. Создается
впечатление, что склоны Камня разорваны концентри-
ческими тектоническими нарушениями. Террасы образуют
54
два основных уровня на высотах 1200—1250 м и 1350—
1400 м и, очевидно, генетически отвечают IV и V стадиям
оледенения. Их образование, видимо, связано с деятель-
ностью стадиальных снежников, сопровождавшейся акти-
визацией тектонических процессов.
В предвершинной зоне Камня, на высоте 1450 м, видны
не слишком ясные следы еще одной ступени (а может быть,
и морены), которую можно отнести к VI стадии оледе-
нения.
Ниже морены III стадии в долине Конжаковки раз-
личимы четыре уровня террас — на высоте 5.5, 4, 2 и 0.5 м.
Очевидно, их можно сопоставить с III, IV, V и VI ритмами
оледенения и снежности.
На склонах горы Иремель на Южном Урале следы
оледенения еще менее четки, чем на Конжаковском Камне.
Это также обусловлено локальностью оледенения.
Во время своего максимального распространения ледники
на северном склоне горы образовывали небольшой пред-
горно-котловинный ледник, спускавшийся до 800 м.
Мореноподобная толща заполняет широкую котловину
между склонами Иремели и высоким скалистым останцом
(ригелем?), запирающим ее на севере. Особенно отчетлив
конечноморенный ландшафт на высоте 1150—1200 м.
Между этой мореной и мореной максимальной стадии
обнаруживаются неясные следы еще одного моренного
фронта на высоте 900 м, который составляет полого наклон-
ный южный край котловины.
На южном склоне Иремели конечные морены приуро-
чены к отметкам 1000, 1200—1250 и 1400 м. Наиболее
высокая морена прослеживается в циркообразных вме-
стилищах предвершинной зоны. Возможно существование
еще одной наиболее низкой морены, лежащей на высоте
800-900 м.
Только в одном месте Южного Урала следы последней
ледниковой эпохи достаточно четки и определенны. Это
долина р. Евлокты, врезанная в восточную оконечность
хребта Зигальга. На этот факт ранее уже обращали вни-
мание А. А. Колоколов и К. А. Львов (1945). Однако,
приняв крупновалунный зандр за морену, они неоправ-
данно занизили нижнюю границу распространения вюрм-
ских ледников в этой долине. Прекрасно выраженная ко-
нечная морена альпийско-долинного типа расположена
здесь на высоте 800 м. Именно до этой высоты и спускался
55
ледник, а не до высоты в 560—600 м, как об этом писали
А. А. Колоколов и К. А. Львов. В долине Евлокты уда-
лось обнаружить еще две более молодые конечные морены
(табл. 11).
Теперь можно подвести итог. На Полярном и Припо-
лярном Урале обнаружены следы всех 8 стадий распада
горных ледников; на Конжаковском Камне распад ледни-
ков прошел через 6—7 стадий; в наиболее возвышенных
местах Южного Урала проявилось только 3—4 стадии
последнего оледенения.
Как уже отмечалось, рассчитать депрессии снеговой
линии для Урала пока невозможно. Однако уровень, до
которого спускалась снеговая граница во время максимума
вюрма, может быть реконструирован по циркообразным
вместилищам (табл. 12).
Таблица 12
Положение снеговой границы на Урале
во время максимума последнего
оледенения
Урал Широта Высота снеговой границы, м
Полярный 66—67° 400
Приполярный Около 65° 500-600
Северный 59-60° 900-1200
Южный 54—55° 1300-1400
Хибины. В Хибинском горном массиве непосред-
ственные полевые исследования нами не проводились.
Однако процесс распада горных ледников этого района
может быть восстановлен по литературным источникам
(Арманд, 1960, 1963; Рябцова, 1965; данные И. П. Григорь-
евой, 1959 г.). И. П. Григорьева в районе озер Б. и
М. Вудъявр выделяет четыре стадии отступания ледников.
Во время наиболее ранней стадии оледенения, по ее
мнению, была образована конечная морена, на которой
расположен г. Кировск. Во время второй стадии сформи-
ровалась конечная морена, которая разделяет озера
Б. и М. Вудъявр, лежит она на высоте 300 м. Третьей ста-
дии отвечает конечная морена, запирающая выход из
долины р. Кукисйок (высота подножия ее 350—400 м).
56
Наконец, наиболее молодые морены, расположенные на
высотах 400—450 м, запирают выход из Снежного цирка
и верховья долины Поачвумйок.
А. Д. Арманд насчитывает до пяти последовательно
лежащих конечноморенных валов. Однако морены, рас-
положенные в низовьях долин, по данным А. Д. Арманда,
отложены не горными ледниками Хибин, а покровными лед-
никами, двигавшимися со стороны Скандинавских гор.
Именно такой мореной, по его мнению, является киров-
ская.
Наиболее полные сведения о конечноморенных образо-
ваниях Хибин приводит К. М. Рябцова. В цирках и карах
Хибин она выделяет четыре уровня стадиальных конеч-
ных морен (320-350, 450-500, 600-650 и 800-850 м)
и сопоставляет их со стадиями гшнитц, даун, эгезен и
фернау. Наиболее низкие морены занимают устья вися-
чих долин при выходе в главные долины или запирают
цирки и кары; наиболее высокие располагаются у зад-
них стенок цирков и каров. В итоге сопоставления данных
Григорьевой и Рябцовой получаем результаты, приведен-
ные в табл. 13.
Таблица 13
Абсолютная высота подножий конечных морен
в Хибинах, м
Стадии
горного
оледене-
ния
Материалы И. П. Григорьевой
Данные
К. M. Ряб-
цовой
VII
VI
V
IV
III
II
В «устье» Снежного цирка и в верховьях
р. Поачвумйок, 400—450
В нижнем течении р. Кукисйок, 350—400
Между озерами Б. и М. Вудъявр, около
300
Кировская морена — место соединения
горных и покровных ледников, при-
мерно 200
800—850
600-650
450-500
320—350
Итак, в Хибинах имеются следы пяти наиболее поздних
стадий распада горных ледников (III—VII). До III стадии
горные ледники Хибин смыкались с покровным Сканди-
навским ледником.
57
Земля Франц а-И о с и ф а. Полевые исследова-
ния на Земле Франца-Иосифа нами также не проводились и
составить морфологическую схему распада ледников этого
района мы пока не в состоянии. Однако значительный инте-
рес представляет обобщение данных ряда исследовате-
лей, позволяющее в значительной мере воссоздать картину
стадиального развития ледников Земли Франца-Иосифа.
Рис. 7. Кривые дегля-
циации гор Совет
ского Союза.
1 — Черногора, р. Прут;
2 — Арагап, в среднем
по массиву; 3 — Кавказ,
р. Терек; 4 — Кавказ,
р. Баксан; 5 — Заалай,
р. Джанай-Дартака;
6 — Алай, р. Сарык-Мо-
гол; 7 — Киргизский
Алатау, в среднем по
северному склону; 8 —
Кунгей-Алатау, р. Чок-
тал; 9 — Терскей-Ала-
тау, р. Коль-Укок; 10 —
Джунгарский Алатау,
р. М. Баскан; 11 — Ал-
тай, хр. Сарымсакты,
р. Саралка; 12 — Вос-
точный Саян, р. Иркут;
13 — хр. Кодар (За-
байкалье), р. Верхн. Са-
кукан; 14 — Камчатка^
Срединный хребет, р. Бе-
лая; 15 — Полярный
Урал, массив Рай-Из,
р. Собь; 16 — Приполяр-
ный Урал, Сабля,
р. Сед-ю; 17 — Хибины;
18 — горы Путорана;
19 — Сунтар-Хаята,
р. Сунтар.
Согласно М. Г. Гросвальду (1963), после заключитель-
ной стадии сплошного позднеплейстоценового оледене-
ния, датируемой в 14 000—13 000 л. н., активизация лед-
ников имела место 10 000—9000 л. н. (стадия Рубини),
около 2000 л. н. (стадия Седова) и позже X в. н. э. (ста-
дия Виктория). Последнюю из них автор сопоставляет со
стадией XVII—XIX вв. На основании изучения озерных
отложений Л. С. Говоруха, Л. М. Зауер и А. С. Зеленко
(1966) пришли к выводу, что на Земле Франца-Иосифа
6000—4500 л. н. происходила интенсивная деградация
ледников, а 4000 л. н. было крупное наступание ледни-
ков.
58
На рис. 7 показаны кривые дегляциации 4 всех рас*
смотренных выше горных систем Советского Союза.
Заканчивая характеристику распада ледников послед-
него оледенения в горах СССР, отметим, что имеются серь-
езные основания говорить о принципиальном единстве
и строгой закономерности этого процесса. Оценка и обоб-
щение приведенных выше материалов будут сделаны
в главе IV.
Глава III. РАСПАД ЛЕДНИКОВ ПОСЛЕДНЕГО
ОЛЕДЕНЕНИЯ В ГОРНОЛЕДНИКОВЫХ
РАЙОНАХ ЗАРУБЕЖНЫХ СТРАН
Схемы распада ледников различных горных стран зем-
ного шара сопоставлялись А. В. Шнитниковым (1957,
1964) и в последнее время автором данной работы (Макси-
мов, 1963, 1965, 1966е). Попытаемся кратко осветить итоги,
а также привести новые материалы, показывающие реаль-
ность такого сопоставления.
Европа. Центральное место среди гор в зарубеж-
ной Европе несомненно принадлежит Альпам. Именно для
них впервые была разработана система распада ледников
последнего оледенения (Penck, Bruckner, 1909; Klebel-
sberg, 1948—1949). Альпийская шкала стадиальности
неоднократно публиковалась А. В. Шнитниковым. Парадок-
сально, что именно для этой горной страны пока не уда-
лось установить твердых высотных пределов распростра-
нения конечных морен отдельных стадий.
В этом отношении представляет интерес работа В. Се-
наркленса-Гранси (Senarclens-Grancy, 1935), посвященная
конечным моренам массива Анкогель в Высоком Тауэрне.
На склонах южной экспозиции автор выделяет современ-
ные морены ледников на высотах 2500—2700 м, недавние
морены на высотах 2300—2500 м, а также конечные мо-
рены внутреннего и внешнего дауна на высотах 2300—
2350 и 2050—2150 м. По карте, приложенной к работе,
на южных склонах массива Анкогель также фиксируются
конечные морены на высотах 1950, 1600—1700 и 1200 м.
4 Кривые дегляциации — это кривые связи абсолютных высот
подножий стадиальных конечных морен и ритмов оледенения.
Хронология ритмов выведена как средняя из систем А, В. Шнитни-
кова (1957) и автора (настоящая работа, табл. 24),
59
По характеру кривой дегляциации южного склона
массива (рис. 8, 1) можно заключить, что вероятнее всего
здесь отсутствует конечная морена I стадии. На северном
склоне массива стадиальные конечные морены по сравне-
нию с южным склоном смещены вниз на 100—150 м.
Рис. 8. Кривые дегляциации горных систем зарубежной
Европы.
1 — Альпы, массив Анкогель; 2 — Штирийские Альпы; 3 —
Штубийские Альпы; 4 — Приморские Альпы; 5 — Рила; 6 —
Пирина; 7 — Витоша; 8 — Высокие Татры; 9 — Шварцвальд;
10 — Пиренеи; 11 — Сьерра-Невада.
Аналогичная работа была выполнена Э. Лихтенберге-
ром (Lichtenberger, 1956) для Штирийских Альп. На их
северном склоне конечные морены стадии шлирен (I) нахо-
дятся на высоте около 1200 м. Выше морены фиксируются
на высотах 1450, 1600-1700, 1800-1900, 2050 и 2100-
2200 м. Наиболее высоко расположенные морены автор
относит к стадиям даун и эгезен. Ледников и современных
конечных морен в этом районе нет совсем. Максимальные
морены вюрма, судя по кривой дегляциации (рис. 8, <2),
60
должны находиться на высоте 900 м. Конечные морены
южного склона несколько смещены вверх.
В Штубийских Альпах высоты расположения конеч-
ных морен четырех наиболее поздних стадий последнего
оледенения наметил X. Хойбергер (Heuberger, 1956а,
1956в). Очевидно, конечные морены на высотах 2400,
2300, 2100—2200 и 2000 м могут быть сопоставлены с VII,
VI, V и IV стадиями оледенения. Конечную морену макси-
мума вюрмского оледенения Хойбергер (Heuberger, 1956)
Таблица 14
Абсолютная высота подножий конечных морен в Альпах
Стадии Массив Анкогель Штирийские Альпы Штубий- ские Альпы Примор- ские Альпы
северный склон южный склон северный склон южный склон
VII 2470-2500 2500-2700 Нет Нет 2400 Нет
VI 2300—2330 2300—2500 2100-2200 2250 2300 »
V 2000-2100 2300—2350 2050 2150 2100-2200 2400-2500
IV 1820 2050—2150 1800—1900 2000 2000 2200-2300
III 1600—1700 1950 1600-1700 1900 ? 2100—2150
II 1470-1500 1600—1700 1450 1700? ? 1900-2000
I ? 1200 ? ? 1800
Мах ? 1200 ? 1200 1150 э
помещает на высоте 1150 м. В табл. 14 сопоставлены все
приведенные данные.
В Приморских Альпах (массив Аржантейра—Меркан-
тур, долина р. Тине) Г. Швейцер (Sweizer, 1968) выделил
четыре стадии оледенения: мольер, тастийон, маржес и
мунзе. Первая из них имела депрессию снеговой линии
в 800—900 м и образовалась примерно 11 000 л. н. Ее не-
сомненно можно сопоставить с I стадией горного оледе-
нения. Судя по схеме Швейцера, выше морен стадии мольер
есть еще четыре системы конечноморенных образований,
привязывающихся к высотам 1900—2000, 2100—2150,
2200—2300 и 2400—2500 м; многие из них представлены за-
бронированными глетчерами и присклоновыми моренами.
Очевидно, эти четыре системы образований могут быть со-
поставлены со II, III, IV и V стадиями оледенения
(табл. 14). Более молодых морен из-за недостаточной вы-
соты гор в этом районе нет.
Много неясного еще в абсолютной хронологии стадий
альпийских ледников. Особый интерес для решения этого
61
вопроса представляет работа Р. Бешеля (Beschel, 1961).
По росту корковых лишайников Бешель определял абсо-
лютный возраст конечных морен ряда ледников Альп,
массива Рувензори в Африке и Западной Гренландии.
Оказалось, что за последние 4000 лет колебания ледников
указаных районов были строго синхронны. Наступания
ледников имели место 4000, 2500 и 350—150 л. н.1
Д. Корбель и Э. Ладури (Corbel, Ladurie, 1963) дати-
ровали по остаткам древесины современную конечную мо-
рену ледника Таконна в 330—280 л. н. Ф. Майер (Мауг,
1964), пользуясь радиоуглеродным методом, установил, что
ледники Тироля наступали 7300—6500, 3400—3300 и
2900—2300 л. н., а также в 400—750, 1150—1250 и 1600—
1850 гг. н. э. В более поздней работе (Мауг, 1968) автор
более четко выделяет три основные стадии альпийских
ледников: ларстиг (примерно 6000 л. н.), зимминг
(между 1000 г. до н. э. и 300 г. н. э.) и фернау (между 1850
и 1600 гг.). Наряду с этим он отмечает, что в средние века
некоторые ледники были больше, чем теперь (например,
ледники Грюнау и Фернау). X. Хойбергер (Heuberger,
1966), впервые выделивший стадию ларстиг (или лар-
шптиг), подчеркивает, что хронологически она попадает в
в середину климатического оптимума.
Осадконакопление в долинах предгорной части север-
ного склона Альп, согласно данным Г. Рюдигера и П. Фил-
дера (Rudiger, Filzer, 1964), происходило 10 500, 6500 и
2000 л. н. Исследования X. Ошгера и X. Ротлисбергера
(Oeschger u. Rothlisberger, 1961) показали, что Алечский
ледник 1200 л. н. был больше, чем теперь. В результате
палинологических и радиоуглеродных исследований, вы-
полненных X. Цоллером (Zoller, 1960), установлено, что
в Южной Швейцарии аллерёдские слои датируются (мак-
симум) 10 900 + 250 л. н., а последующее похолодание (сс-
циляция пиотино) — 9900 + 190 л. н.
Как видно, хронология стадиальной изменчивости
ледников Альп не слишком определенна. С рядом оговорок
можно считать, что наиболее важные наступания ледни-
ков Альп имели место около 10 000, 7300—6500, 6000,
1 В горах Северной Италии с 900 по 400 г. до н. э. происходило
наступание ледников; последующий теплый период начался в 200 г.
н. э. и продолжался до 1200 г. н. э.; с 1500 г. начался «малый ледни-
ковый период», который в 1850 г. сменился общим потеплением,
продолжавшимся вплоть до 1940 г, (Bertolani, 1968).
62
4000—3300 и 2500 л. н., а также в XVII —XIX вв. Эти эпохи
активизации ледников, вероятно, можно сопоставить с II,
III, IV, V, VI и VII стадиями горного оледенения (Шнитни-
ков, 1957; Максимов, 1966ж). Два более слабых наступа-
ния ледников происходили между VI и VII стадиями оле-
денения — 1550—1200 и 800—700 л. н. Эти стадии не
имеют аналогов среди многовековых стадий горного оле-
денения.
Картина ранних стадий оледенения в Альпах еще менее
определенна. Считается, что максимальное распростране-
ние ледников последнего оледенения в области Швейцар-
ского нагорья имело место 20 000—18 000 л. н. (Staub,
1961; Adrian, 1963). X. Жакли (Jackli, 1959) выделяет три
ранние стадии последнего оледенения — максимальную,
шлирен и цюрихскую. Последнюю из них Р. Хантке
(Hantke, 1959) датировал по С14 в 14 470 л. н.
Итак, датировки ранних стадий оледенения в Альпах
резко отличны от датировок этих стадий в других горных
системах. Максимум оледенения в Альпах имел место
не 13 500—13 000, а 20 000—18 000 л. н. Фактически он
совпал с максимумом европейского покрова. Это несоответ-
ствие, по нашему мнению, можно объяснить одним —
выходом альпийских ледников из гор на Швейцарское на-
горье. Подробнее об этом будет сказано в главе VI.
Распад древних ледников горного массива Рила изу-
чал М. Головня (1962). Ранее (Максимов, 1966е) уже интер-
претировались его данные (рис. 8, 5, табл. 15).
Очень близкие результаты получены Д. А. Лилиенбер-
гом и В. И. Поповым (1966) для массива Пир ин. Увязывая
конечные морены горных массивов Рила и Пирин (рис. 8),
нам кажется наиболее вероятной их стадиальная индек-
сация, помещенная в табл. 15.
Таким образом, согласно нашей интерпретации дан-
ных Д. А. Лилиенберга и В. И. Попова, в массиве Пирин
имеется не шесть, а семь уровней стадиальных конечных
морен; отсутствуют только морены наиболее поздней
VII стадии.
Конечные морены I, II, III, IV и V стадий (индекса-
ция наша) связаны с ригельными уступами. Особенно вы-
сокие ригели отвечают моренам V стадии. Характерно,
что конечные морены IV стадии местами сопряжены с под-
прудными озерами, что, по всей видимости, обусловлено
обвалами.
63
Таблица 15
Стадии оледенения в горах Балканского полуострова
Стадия Абсолютная высота подножий конечных морен, м
Рила (данные М. Головни) Пирин (материалы Д. А. Лилиенберга и В. И. Попова) Витоша (данные К. Янакиева)
Бандерица Демяница
VII 2565 Нет Нет Нет
VI 2340—2390 2400 2450 »
V 2140—2250 2300 2300 2200—2250
IV •1930-2010 2200 2150 2150—2200
III 1780—1850 2000 2000-2050
II 1640-1670 1850 1850 1700-1800
I 1340-1360 ? 1700 1400-1500
Мах 1160 (1100—1200) 1400 1300 ?
На склонах Витоши следы древнего оледенения изучал
К. Янакиев (1963). Он приводит высоты шести уровней
конечных морен (750-850, 1400-1500, 1700-1800, 2000-
2050, 2150—2200 и 2200—2250 м). Самый низкий из этих
уровней он рассматривает как рисский, а остальные сопо-
ставляет с вюрмским I и II, бореальным I и II и суббореаль-
ным оледенениями. Очевидно, пять верхних конечных мо-
рен являются стадиальными моренами последнего оледене-
ния. Сопоставляя эти морены с моренами близко располо-
женного массива Рила (табл. 15), можно предположить, что
они отвечают I, II, III, IV и V стадиям оледенения. Мак-
симальная морена, по-видимому, должна находиться ниже,
на высоте 1200 м (рис. 8, 7). Две наиболее молодые стадии —
VI и VII — отсутствуют. Для них высота Витоши (2290 м)
оказалась недостаточной. К. Янакиев сопоставляет стадии
оледенения с речными террасами. Наиболее высокой мо-
рене соответствует пойменная терраса, а морене «2150—
2200 м» — терраса неолитического времени.
На основании данных И. Ксандра (Ksandr, 1962)
и И. Парча (Partsch, 1923) нами была предварительно
построена система стадиальности ледников Высоких Татр
в Карпатах (Максимов, 1966е). По детальным геологи-
ческим картам (Мара Geologiczna Tatr Polskich, 1959)
северного склона Высоких Татр в районе горы Камени-
стой мы сняли высоты шести стадиальных конечных морен
64
последнего оледенения (1030—1080, 1200—1300, 1500—
1550, 1650—1700, 1800—1850 и 1930 м). Ниже конечных
морен «1030—1080 м» в долинах Козилисского потока и
Сивой Воды имеется по 5—6 низких аккумулятивных тер-
рас (высоты их варьируют в пределах первых двух десят-
ков метров). Очевидно, конечные морены на высотах 1030 —
1080 м следует признать максимальными моренами послед-
него оледенения. Во всяком случае никаких следов оледе-
нения ниже не регистрируется.
Данные о семи стадиях последнего оледенения на север-
ном склоне Высоких Татр и высоте расположения их сле-
дов приводит М. Климашевский (Klimaszewski, 1966).
Сводные материалы по дегляциации Высоких Татр
помещены в табл. 16.
Таблица 16
Стадии оледенения Высоких Татр
Стадии Абсолютная высота подножий конечных морен, м
данные Парча материалы Ксандра данные, получен- ные по геологи- ческим картам материалы Климашевского
VII
VI — 2140? — 2160
V — 2001 1930 1930—1960
IV 1897 1919 1800—1850 1770—1840
III 1780 1734 1650—1700 1660-1730
11 1528-1551 — 1500-1600 1540—1580
I 1225-1278 — 1200—1300 1280-1370
Мах 1016—1037 — 1030—1080 914—1150
Как видно, распад ледников последнего оледенения
носил в Татрах вполне закономерный характер (рис. 8, 8).
По-видимому (Максимов, 1966е), нами была допущена
ошибка, когда предполагалось что в Татрах ледники во
время максимального распространения спускались до
высоты 800 м. Моренные формы рельефа на высоте 2140 м
были отнесены к VII стадии оледенения. Геологические
карты северного склона Татр и данные М. Климашевского
помогли уточнить картину. Максимальные конечные мо-
рены в действительности надежно привязываются к вы-
сотам около 1000 м. В этом случае придется признать, что
конечных морен VII, а в большинстве случаев и VI стадии
5 Е. В. Максимов
65
в Татрах нет. В общих чертах это совпадает с выводами
И. Олецкого (Oledzki, 1965), определившего высоту со-
временной снеговой линии в Татрах в 2300—2400 м. Отме-
тим также, что уровни стадиальных конечных морен в Тат-
рах и Украинских Карпатах (табл. 1) очень близки между
собой. М. Климашевский подчеркивает связь конечномо-
ренных образований в Татрах с ригельными уступами.
В Южных Карпатах И. Пишота (Pisota, 1967) обследо-
вал 155 озер, лежащих в ледниковых долинах и цирках.
Почти все они подпружены естественными плотинами,
образованными порогами или моренными грядами; мно-
гие озера окружены нагромождениями крупных камен-
ных обломков. Почти 70% озер расположено в интервале
1900—2200 м, в общем отвечающем высотному положению
морен IV стадии в Риле, Пирине и на Витоше (табл. 15)
и несколько превышающем высотный интервал морен этой
стадии в Украинских Карпатах и Татрах (табл. 16).
В связи с этим кажется вероятным, что главный импульс
озерообразования в Южных Карпатах хронологически
близок времени формирования морен IV стадии. Массовое
формирование озер, видимо, было связано с резким ожив-
лением тектонических процессов и с запруживанием долин
обвальными наносами. Нами была сделана попытка вос-
становления стадиальных систем Шварцвальда, Пире-
неев и Сьерра-Невады на юге Испании (Максимов, 1966ж)
по материалам Г. Рейхельта (Reichelt, 1961), Л. Гарсия-
Зайнца (Garcia-Sainz, 1941), Г. Виерса (Viers, 1961) и
X. Пашингера (Paschinger, 1956).2 Кривые дегляциации
названных горных систем приведены на рис. 8, 9—11,
Обратимся теперь к наиболее важной, но вместе с тем и
наиболее сложной области древнего оледенения Европы —
Фенноскандии. Здесь мы сталкиваемся с сочетанием конеч-
ных морен, отложенных европейским ледниковым покро-
вом и горными ледниками Скандинавских гор.
Примерно И 000—10 000 л. н. европейский ледниковый
покров консолидировался по линии Южная Финляндия—
озерный район Средней Швеции—южное побережье Нор-
2 По новой схеме (Haase, 1968) в Шварцвальде выделяются не
три, а пять стадий: максимальная, титзее, фалькау, ципфельхоф
и фельдзее. Появились также сведения о стадиальности древних
ледников в Иберийских горах. Установлены конечные морены трех
генераций (на высотах 1640—1670, 1830 и 1990 м), очевидно, сопо-
ставимые с максимальной, I и II стадиями (Thornes, 1969).
66
вегии. По всей этой линии оставлена мощная дуга конеч-
ных морен, получившая в Финляндии название сальпаус-
селькя, а в Норвегии — ра. О распаде ледников Фенно-
скандии известно очень мало.
М. Мартинуссен (Marthimissen, 1945) предложил сле-
дующую схему сопоставления краевых образований Юж-
ной Норвегии и Финмаркена.
Южная Норвегия Финмаркен
ра хаммерфест I
муна (= свельвик = ос = ши) страумен I
грефсен (— акер) невер-фьорд
хауэрсетер боссекоп
С точки зрения абсолютных высот расположения все
четыре системы конечных морен Южной Норвегии укла-
дываются в интервале отметок 0—250 м. В последнее
время Г. Хольмсен (Holmsen, 1963) показал по С14, что
конечная морена грефсен = акер сформировалась 9450—
9250 л. н. Отступание ледников от краевых образований
стадии ра началось 9950—9920 л. н.
Что касается более высоких участков горных долин
Южной Норвегии, то можно привести слова X. Рейша
(Reusch, 1901) о том, что «в горной области на юге Норвегии
между побережьем и концами современных ледников
встречаются лишь слабо выраженные признаки конечных
морен» (стр. 88).
Современные конечные морены ледников известны давно.
Эти морены начали образовываться в середине XVIII в.
(Хольдеталь, 1958; Альман, 1961а). В последнее время
нашла радиоуглеродное подтверждение (Ostrem, 1961)
стадия оледенения, имевшая место около 600—500 лет
до н. э. На графике колебания шведских ледников X. Аль-
ман (19616) наметил еще два периода активности ледников —
5500 и 3600 л. н. По данным Н. Р. Паге (Page, 1968), конеч-
ная морена в районе Гломена, в северной части Норвегии,
образовалась в середине климатического оптимума, т. е.
примерно 6000 л. н.
В. Холмс и Б. Андерсен (Holmes, Andersen, 1964)
обнаружили и датировали ряд конечноморенных обра-
зований в районе Уллс-фьорда (юго-запад Норвегии).
Морена скардмункен, спускающаяся до уровня моря и пе-
регораживающая фьорд, формировалась 11 550—10 990 л.н.
5*
67
Хронологически она отвечает моренной системе сальпаус-
селькя—ра. Возраст конечной морены стордаль, лежащей
недалеко от уровня моря, но отложенной горным ледни-
ком, предположительно определяется как добореальный
(10 000—9000 л. н.). Судя по всему, она синхронна морене
грефсен = акер. Хронологически ее можно сопоставить
со II стадией горного оледенения. Выше по долинам лежат
системы нерасчлененных альпийских морен. Они протяну-
лись на 1.5—2.0 км ниже современных морен ледников и
состоят иногда из 3—4 поперечных валов.
Э. Де Геер (De Geer, 1961) уточнила схему распада
покровного ледника на севере Швеции. В районе Рагунды
после заключительной стадии главного вюрмского оледе-
нения последовало межледниковье, сменившееся кокрейн-
ским оледенением (примерно 7000 л. н.). Затем наступило
второе межледниковье, после которого началась поздняя
«малая ледниковая эпоха» и образовались ледники аляс-
кинского типа.
По всей видимости кокрейнскому оледенению на севере
Швеции, хронологически сопоставимому с III стадией
горного оледенения, отвечает пояс краевых образований
в районе г. Лулео (Atlas Over Sverige, 1953). После этой
стадии скандинавский покров распался окончательно.
Новое распространение ледников предгорного аляскин-
ского типа, очевидно, можно сравнивать с IV стадией гор-
ного оледенения (6000—5000 л. и.).
Таким образом, вырисовывается довольно законо-
мерная картина распада скандинавского покрова, а затем
и ледников Скандинавских гор (табл. 17).
Вызывает недоумение отсутствие надежных указаний
на существование систем последовательно залегающих
горных конечных морен. Судя по району Уллс-фьорда,
между мореной скардмункен, хронологически сопостав-
ляемой с I стадией горного оледенения, и современными
моренами ледников (VII стадия) есть только две системы
стадиальных образований, из которых нижняя сопоста-
вима со II стадией оледенения, а верхняя (предположи-
тельно) — с VI стадией. Вместо этих двух морен в ука-
занном высотном интервале должно было бы быть пять
систем моренных образований (II, III, IV, Vи VI стадий).
Отсутствие трех промежуточных морен, вероятно, может
быть объяснено новейшим подъемом территории. За время
распада последнего горного оледенения, т. е. примерно
68
Таблица 17
Стадии оледенения в Скандинавских горах
Стадии горного оледене- ния Конечные морены, оледенения, стадии Абсолютная хронология, л. н.
VII Современные морены ледников 300-100
VI Морены, лежащие ниже современных морен 2600—2500
V ? 3600
IV Аляскинское оледенение (гломенская морена) 6000-5000
III Кокрейнское оледенение (возможно, стадии хауэрсетер = боссекоп) Примерно 7000
II Стадии стордаль = грефсен = акер = невер-фьорд Ю 000-9000
Европейский покров (сальпа- усселькя = среднешведская морена= ра = скардмункен = хаммерфест-1) 11 000-10 000
за 13 000—13 500 лет, террасы портландия (Шнитников,
1957) оказались поднятыми на высоту 180—200 м. За это
время уровень Мирового океана, согласно Р. Фейрбриджу
(Fairbridge, 1963), поднялся примерно на 70 м. Это значит,
что за все время распада горного оледенения подъем запад-
ных районов Норвегии выражается величиной 260 м.
На местности этот подъем должен был вызвать опускание
снеговой линии на такую же величину. Очевидно, все ко-
нечные морены горных ледников должны были сместиться
на определенную величину вниз. Возможно, что альпий-
ские морены, образованные из 3—4 дуг и принятые нами
за морены VI стадии, в действительности являются систе-
мами наложенных друг на друга морен III, IV, V и VI ста-
дий. Аналогичные условия, очевидно, сложились в Юж-
ной Норвегии и Финмаркене. Следует также иметь в виду,
что новейшие тектонические движения Скандинавских
гор носили неравномерный характер, поэтому возможны
разные варианты нарушения рядов стадиальных конеч-
ных морен вплоть до полного выпадения некоторых из них.
Не пытаясь окончательно решить вопрос о стадиальном
распаде ледников Скандинавских гор, подчеркнем только,
что без учета новейшего подъема территории эта проблема
вообще вряд ли может быть решена,
69
Проведенное сопоставление стадий оледенения Скан-
динавии нельзя считать завершеным, так как из общего
рассмотрения выпали морены сальпаусселькя II и III,
муна=свельвик = ос=ши=страумен I. Дело в том, что
сопоставление главной моренной гряды сальпаусселькя
со стадиями распада горного оледенения возможно
только в плане хронологическом, ибо, как будет показано
ниже (гл. VI), генетически это разные образования.
Анализ ледниковой деятельности на Шпицбергене
(так же как и на Земле Франца-Иосифа) осложняется зна-
чительными вертикальными движениями всего архипелага.
Очевидно, на ранних этапах оледенения эти движения
имели отрицательный знак, сменившийся затем по ходу
распада оледенения на положительный. К этому еще сле-
дует добавить эвстатический подъем уровня океана.
В. Блейк (Blake, 1961) считает, что имеются признаки
распространения сплошного ледяного покрова на Шпиц-
бергене между 35 000 и 10 000 л. н. По существу к та-
кому же выводу приходит и А. Ян (1961). По данным
Р. В. Фейлинга-Ханссена (Feyling-Hanssen, 1955) и
А. Яна, начавшийся распад ледников Шпицбергена пре-
рывался активизацией ледников 8000—7000 л. н., перед
началом климатического оптимума. С этой стадией оле-
денения связано образование 40—60-метровых террас.
В период, последовавший за формированием 40-метровой
террасы, на Шпицбергене произошло новое наступание
ледников (данные А. Яна). Ориентировочно можно счи-
тать, что оно происходило 6000—5000 л. н. Вероятно,
имели место еще более поздние наступания ледников.
В частности, под ледник Ханса уходят гравийные отло-
жения 17- и 25-метровых террас. О времени одного из этих
наступаний мы находим сведения у К. Биркенмайёра
(Birkenmajer, 1959), датирующего его 2500 л. н. Наконец,
максимум последнего наступания ледников, по мнению
А. Яна, приходится на 1700—1800 гг.
Хронологическая система динамики ледников Ян-
Майена разработана Д. Киноманом и Д. Шеардом (Kin-
sman, Sheard, 1963). По их данным, нижний горизонт
мореноподобных отложений на острове был сформирован
примерно 12 000 л. н., верхний — 10 500—10 000 л. н.;
7000—6000 л. н. имел место климатический оптимум.
Активизация оледенения имела место также 4000, 2500
и 350 л. н.
70
Для Исландии известны два значительных опускания
снеговой линии (Альман, 19616) — 2500 л. н. и в XVIII —
XVII вв.
Обзор имеющихся сведений о горах зарубежной Ев-
ропы свидетельствует о том, что не только в Альпах,
но также в Карпатах, Риле, Пирине, Пиринеях, Сьерра-
Неваде, Шварцвальде, Скандинавских горах, на Шпиц-
бергене, Ян-Майене и в Исландии мы имеем дело с вполне
определенным стадиальным характером сокращения древ-
них ледников.
Азия. Системы стадиального распада ледников
Монгольского Алтая, Восточного Тянь-Шаня и Запад-
ного Куньлуня были реконструированы по работам
Э. М. Мурзаева (1949, 1961), Н. А. Беляевского (1948),
В. М. Синицына (1959), Е. И. Селиванова (1959), Б. А. Фе-
доровича, Ян-Ти-сяня (1960) и других (Максимов, 1966ж).
В целом распад оледенения в этих системах был законо-
мерным и носил стадиальный характер (рис. 9).
Привлекает внимание одно интересное обстоятельство —
конечные морены четырех наиболее поздних стадий оле-
денения в Восточном Тянь-Шане удивительным образом
сближены по высоте. Это можно объяснить только общим
подъемом территории, происшедшем в верхнем голоцене.
Что касается древнего оледенения Тибетского плато,
то здесь полной ясности нет. Ван Мин-е и Чжен Мянь-
пин (1965) установили, что ниже современных ледников
стадиальные конечные морены распространены на высо-
тах 4950, 4650, 4400 и 4200 м. Если судить по значительному
высотному интервалу между моренами «4950 м» и «4650 м»,
то можно полагать, что в этом промежутке должна быть
еще одна конечная морена — примерно на высоте 4800 м.
В этом случае упомянутые конечные морены будут отве-
чать VII, V, IV и III стадиям оледенения (рис. 9, 4).
Принимая такое соотношение конечных морен, можно
допустить, что во время более ранних стадий оледенения
(от максимальной до II) Тибетское плато было занято лед-
никовым покровом. Однако следует иметь в виду возмож-
ность новейших (голоценовых) подъемов Тибета, на кото-
рую указывает В. М. Синицын (1959). Поэтому может ока-
заться, что зафиксированные конечные морены отвечают
не верхнему, а нижнему голоцену (от максимальной
стадии до стадии II). Пока решить этот вопрос невоз-
можно.
71
Материалы X. Хойбергера (Heuberger, 1956с) дают
основания предполагать, что древние ледники бассейна
Боте-Кози в Гималаях спускались до абсолютных отметок
2000 м. Во время своего отступания они останавливались
Стадии оледенения,л.н.
Рис. 9. Кривые дегляциации горных систем
зарубежной Азии.
1 — Монгольский Алтай; 2 — Восточный Тянь-
Шань; 3 — Западный Куньлунь; 4 — Тибет; 5 —
Гималаи, Эверест (Джомолунгма); 6 — Гималаи,
Нанга-Парбат; 7 — Гиндукуш; 8 — Эльбурс;
9 — Восточно-Понтийские горы; 10 — Японские
Альпы; 11 — горы Ливана.
на высотах 2500, 3350, 3700, 4000, 4200 и 4400 м. Очень
неопределенные признаки стадиальной остановки ледника
имеются на высоте 2900 м (Максимов, 1966е).3
3 Стадиальный характер распада ледников в районе Эвереста
нарушен стремительным подъемом осевой зоны Гималаев в голоцене.
По нашим расчетам, этот подъем может быть оценен в 1300 м.
72
Конечноморенные образования долин рек Диамир и
Бунар (бассейн Инда) у подножия массива Нанга-Парбат
описал Г. Вагнер (Wagner, 1962). Описание дополнено
отлично составленной картой ледника Диамир и верхней
части долины. Конечные морены регистрируются на вы-
сотах 3400, 3100, 2900, 2700, 2400-2500, 1700 и 1200—
1300 м (рис. 9, 6).
Пользуясь картой Вагнера, по методу Гефера мы под-
считали высоту фирновой линии на леднике Диамир.
Она оказалась равной 5260 м. Далее, по формуле Варда-
нянца была подсчитана депрессия снеговой линии (по боль-
шинству морен). Полученные величины депрессий мало
чем отличаются от величин стадиальных депрессий в горах
СССР (Максимов, 1966е).4
Сведения о неполном ряде стадиальных конечных морен
Гиндукуша можно найти в работе А. Дезио (Desio, 1962).
Нанесение абсолютных высот подножий этих морен на
график (рис. 9, 7) показывает, что это вероятнее всего ко-
нечные морены максимальной, III, IV, V и VI стадий
оледенения.
Данные о 8 стадиях отступания вюрмских ледников
можно найти в работе X. Бобека (Bobek, 1937), посвящен-
ной ледниковому периоду хребта Эльбурс (Иран). Под-
робная интерпретация выводов X. Бобека была уже дана
автором (Максимов, 1961, 1963) и А. В. Шнитниковым
(1964). Методом Варданянца удалось подсчитать величину
депрессии максимальной стадии в долине Барира. При
этом была вполне твердо получена величина в 1100—1200 м.
X. Бобек приводит сведения о высоте залегания конеч-
ных морен в ряде долин Эльбурса — 2600, 2800—2900,
3250, 3400, 3500—3550, 3700 и 3900 м. Последняя, оче-
видно, отвечает VII стадии оледенения. Тудно сказать,
какая из 8 конечных морен отсутствует. А. В. Шнитников
(1964) полагает, что не хватает конечной морены II ста-
дии, которая должна была бы быть на высоте примерно
3000 м. В этом случае кривая дегляциации Эльбурса
принимает вполне закономерный облик (рис. 9, S).
4 Сведений о хронологии стадий оледенения в горах зарубеж-
ной Азии почти нет. Известно, что ледники Гималаев и Каракорума
наступали в конце прошлого века (Heuberger, 1956b; Kick, 1956).
Кроме того, имеется указание (Nilsson, 1961) на то, что одна из мо-
рен в Гималаях образовалась 10 500—10 100 л. н.
73
Имеются сведения и о стадиальном сокращении лед-
ников гор Малой Азии. На вулкане Эрджи С. Эринч
(ErinQ, 1952) описал две конечные морены на высотах
3040 и 3150 м. Последнюю он относит к «малому леднико-
вому веку» (VII стадия).
В Восточно-Понтийских горах он (Ering, 1949а) также
обнаружил следы двух экспансий ледников — после-
ледниковую и историческую. В горах Качкардаг Эринч
(ErinQ, 19496) описал конечные морены на высотах 2000 (ма-
ксимальная), 2300, 2500 и 2600 м. Современные концы лед-
ников лежат на высоте 2850—2940 м. Высота современных
конечных морен составляет, судя по карте, 2700—2800 м.
Ряд конечных морен в Восточно-Понтийских горах описал
также Г. Стратил-Зауэр (Stratil-Sauer, 1961). Они без
особого труда могут быть разделены на четыре яруса:
2100-2150, 2300, 2550-2600 и 2800-2850 м.
Суммируя материалы обоих исследований, можно
принять следующие высоты расположения стадиальных
конечных морен — 2000, 2100—2150, 2300, 2500, 2600 и
2700—2800 м (современные морены). Эти морены, очевидно,
можно считать принадлежащими II, III, IV, V, VI и VII
стадиям.
Представляет определенный интерес сопоставление ря-
дов стадиальных конечных морен Восточно-Понтийских
гор и Качкардага, с одной стороны, и расположенного на
той же широте сравнительно недалеко (200—300 км)
массива Арагац — с другой.
Получена прямая связь высот (рис. 10) расположения
шести верхних конечных морен в Восточно-Понтийских
горах и на Арагаце. Экстраполируя эту связь, по высоте
расположения конечных морен максимальной и I стадий
на Арагаце можно рассчитать уровни конечных морен
этих стадий в Восточно-Понтийских горах и Качкардаге.
Они оказались соответственно равными 1560 и 1750 м.
Вероятно, за счет большого размыва в Восточно-Понтий-
ских горах конечные морены двух ранних стадий были
уничтожены эрозией.5
5 X. Галл (Gall, 1966) при помощи лихенометрических исследо-
ваний установил, что современные конечные морены в Восточно-
Понтийских горах формировались в XVII—XX вв. Во время послед-
него оледенения ледники спускались до высоты 1700 м (наша ста-
дия I); депрессия снеговой линии во время максимума последнего
оледенения достигала 1000—1100 м.
74
Б. Мессерли (Messerli, 1966) обнаружил две серии мо-
рен вюрма на высотах 2516—2615 и 2900 м в горах Ливана.
С учетом того что наивысшая точка гор Ливана — г. Кар-
нат-эс-Сауда — достигает только 3089 м, можно допу-
стить, что оледенение здесь закончилось после I стадии.
Для крайней восточной части Азии — Японских остро-
вов — имеются данные Г. Имамуры и Т. Окаямы (Imamura
Рис. 10. Связь высот расположения стадиаль-
ных конечных морен на Арагаце и в Восточно-
Понтийских горах.
a. Okayama, 1933) по стадиальному распаду ледников
Японских Альп. Интерпретация данных названных ис-
следователей дана А. В. Шнитниковым (1964). Им уста-
навливается стадиальная принадлежность пяти морен
максимальной, I, II, III и IV стадиям (рис. 9, 10).
Итак, не вызывает сомнения, что во всех рассмотрен-
ных горных системах, расположенных в разных концах
громадного материка Азии, мы сталкиваемся с одним и
тем же явлением — закономерным стадиальным распадом
ледников последнего оледенения.
Африка. Интерпретация данных Э. Нильсона (Nils-
son, 1931), Ф. Чернлея (Charnley, 1959), Э. Бергстрема
(Bergstrom, 1955), Р. Флинта (Flint, 1959) и Ж. Хейнце-
лена (Heinzelin, 1962) позволила восстановить систему
стадиального распада ледников на склонах массивов Ки-
лиманджаро, Кении и Рувензори (Максимов, 1966е).
75
На рис. 11 показаны кривые дегляциации всех указанных
массивов.
За последнее время появилась работа Ч. Дауни (Dow-
nie, 1964), посвященная стадиям оледенения на склонах
Килиманджаро. Автор относит к вюрму оледенение майн,
состоящее из двух фаз, малое оледенение и современное
Рис. 11. Кривые дегляциации гор Африки
и Новой Гвинеи.
1 — Кения; 2 — Килиманджаро; 3 — Рувензори;
4 — Новая Гвинея.
оледенение, также состоящее из двух фаз. При этом он
считает, что современное оледенение окончилось за 200 лет
до н. э. Это значит, что вторая фаза современного оле-
денения отвечает VI стадии. Конечные морены оледене-
ния майн лежат на высотах 3360 и 3600 м, малого
оледенения — на высоте 4050 м и современного оледе-
нения (очевидно, ранней фазы) — на высоте 4450 м.
Суммируя данные Э. Нильсона и Ч. Дауни, можно
принять следующие уровни конечных морен на склонах
вулкана Килиманджаро: 3360, 3600—3800, 4000—4100,
76
4450, 4650—4800, 5000, 5120 и 5280 м. В целом благодаря
сведениям, приводимым Ч. Дауни, картина стадиального
распада ледников Килиманджаро оказалась уточненной.
Что касается хронологии стадий горных ледников
Африки, то сведений об этом почти нет. Мы уже приво-
дили данные Р. Бешеля о возрасте наиболее молодых
конечных морен массива Рувензори. Возраст поздне-
плейстоценового оледенения этого массива Д. Ливинг-
стон (Livingstone, 1962) датировал по С14 в 14 700 л. н.
Ранее (Максимов, 1966а) уже обращалось внимание
на то, что Э. Нильсон связал стадии оледенения гор Вос-
точной Африки с изменением уровня оз. Накуру и Най-
ваша. В самое последнее время появились данные о том,
что возраст 122-метровой террасы оз. Накуру составляет
9650+250 лет, а 183-метровая терраса несколько старше —
ей 10560 + 1650 лет (Washbourn-Kamau, 1970). Судя
по датировкам, можно предполагать, что эти террасы
соответственно образовались во время II и I стадий оле-
денения. На графике Э. Нильсона террасы подобной
высоты отвечают III и II стадиям оледенения. Не решая
сейчас окончательно вопрос о стадиальной принадлеж-
ности террас оз. Накуру, подчеркнем только, что их
абсолютный возраст очень близок возрасту ранних ста-
дий распада ледников последнего оледенения.
Все эти данные не оставляют сомнений в том, что зако-
номерное стадиальное изменение ледников, известное
для материков северного полушария, распространяется
и на Экваториальную Африку.
Северная Америка. Стадиальный характер
сокращения Гренландского ледника регистрируют мно-
гие исследователи. А. Вейдик (Weidick, 1961) выделил
в Западной Гренландии четыре стадии оледенения. Наи-
более молодую из них он сопоставляет с «малым ледни-
ковым веком». В северо-восточной Гренландии конечно-
моренные образования изучал Д. Кринслей (Krinsley,
1960). Им выделяется не менее пяти систем конечноморен-
ных валов, вытянутых почти сплошными линиями парал-
лельно краю ледника. В Северной Гренландии насту-
пание ледников, согласно В. Дэвису (Davies 1961), имело
место 3700 л. н. Отступание ледников происходило 6000
и 500 л. н.; позже имели место лишь небольшие колеба-
ния ледников. Д. Кринслей датирует одно из оледенений
арх. Парри, захватывавшегося гренландским ледником,
77
в 5370 + 200 лет. Согласно С. Хаттерслею (Hattersley,
1960), шельфовые ледники о. Элсмир возникли около
4000 л. н., после X века их площадь увеличилась, пос-
ледние 400 лет (и особенно последние 50 лет) шельфовые
ледники утоньшаются. А. Крэри (Crary, 1960) указывает,
что шельфовые ледники и ледяные острова близ о. Элсмир
образовались после окончания висконсинского оледе-
нения (И 000 л. н.). Мощное накопление льда имело
место в районе о. Уорд-Хант около 3000 л. н., а в заливе
Эльвертон — около 5500 л. н.; нынешний период абляции
начался 400 л. н.
Д. Андревс и П. Веббер (Andrews, Webber, 1964)
приводят сведения о том, что ледники Баффиновой Земли
испытывали сильное наступание 2300 л. н., менее замет-
ное наступание было приблизительно в VIII веке н. э.,
а максимальное наступание — в XVII—XIX вв. Ана-
логичные сведения, касающиеся динамики ледников Баф-
финовой Земли, приводит Д. Харрисон (Harrison, 1964).
По его данным, молодые морены отчленились от ледников
в XVIII—XIX вв., а старые — в начале нашей эры.
О наступании лабрадорских ледников 4000 л. н. мы нахо-
дим сведения у Э. Дербишира (Derbyshire, 1960).
В арктическом секторе Аляски на северном склоне
хребта Брукса стадии отступания ледников изучали
Р. Деттерман, А. Баушер, Д. Дютро (Detterman,Bows-
her, Dutro, 1958), В. Холмс и Ч. Льюис (Holmes a. Lewis,
1960). Ранее (Максимов, 1966а, 1966е) мы пытались стади-
ально опознать конечные морены, обнаруженные назван-
ными исследователями. Несколько позже появились работы
С. Портера (Porter, 1963, 1964), также посвященные
дегляциации северного склона хребта Брукса. Оледене-
ние иткиллик С. Портер считает висконсинским и раз-
деляет его на 4 стадии.
Во время максимальной стадии ледники выходили на
прилегающую равнину и удалялись на 37 км к северу от
гор (стадия бэндид). Во время двух последующих стадий
(анаскнаурак и антлер-валли) ледники также выходили
из гор на равнину и соответственно удалялись на 31 и
26 км к северу от гор. Во время четвертой стадии ледники
уже не выходили из гор. В горах обнаружены следы еще
трех незначительных наступаний ледников, имевших место
после климатического оптимума. С. Портер (Porter, 1964)
приводит радиоуглеродные датировки возраста не-
78
Таблица 18
Стадии оледенения хребта Брукса
Стадии Данные
горного оледене- ния Деттермана и др. Холмса и Льюиса Портера
VII | Фан Цирковые морены II Морена
VI Цирковые морены I Алапа (2830)
V ? Цирковые морены III Морена
IV Алапа Петерс ?
III Эхука (8300) Шредер Анивик-лейк (>7241) Антлер-валли]
11 Иткиллик Чемберлен
(между 13 270 и 8300)
I Сагаваниркток Анаскнаурак
| Веллер (13 270)
Мах Анактувук Бэндид (> 13 270)
Примечание. В скобках показан абсолютный возраст морен, л. н.
которых стадиальных конечных морен (табл. 18).
Сопоставляя возраст конечных морен хребта Брукса
с абсолютной хронологией стадий горного оледенения
(Шнитников, 1967; Максимов, 1966ж), можно заметить
их довольно близкое соответствие.6
Кривая дегляциации хребта Брукса (рис. 12, 2) постро-
ена ориентировочно по данным упомянутых исследователей
и топографических карт (United States Departament. . .,
1956).
Т. Карлстрем (Karlstrom, 1955) разработал единую
схему динамики ледников Аляски в районе зал. Кука.
В наиболее позднем отрезке плейстоцена им выделены
четыре ледниковых периода: скилак, подразделяющийся
6 Очевидно, ранние стадии оледенения в хребте Брукса не могут
быть хронологически точно сопоставлены со стадиями горного оле-
денения из-за того, что ледники выходили в предгорье. Вместе с тем,
по нашему мнению, нет никаких оснований считать их довискон-
синскими, как это делают Т. Певе, Д. Хопкинс, Дж. Гиддингс
(Четвертичный период США, 1968). Эти исследователи морену Чем-
берлен рассматривают как иллинойскую, а морены веллер и анак-
тувук — даже как до иллинойские. Следует помнить, что все назван-
ные конечные морены сохранили свой рельеф.
79
па три стадии (12 000, 10 500 и 9500 л. и.), тания, подразде-
ляющийся также на три стадии (8500, 7500 и 6000 л. и.),
тустумена, включающий четыре стадии (5000, 4000, 3000
и 2000 л. н.), и, наконец, таннел, состоящий из двух
стадий (VII—XII и XVII—XIX вв.). Наиболее ярко про-
явившимися он считает стадии, имевшие место 8500, 4000
Рис. 12. Кривые дегляциации гор Северной
Америки.
1 — горы Западной Гренландии; 2 — хребет
Брукса; 3 — горы Уосатч; 4 — горы Сангре-
де-Кристо; 5 — Сьерра-Невада; 6 — Истаксиу-
атль.
и 2000 л. н. Анализируя данные Карлстрема, следует
иметь в виду то обстоятельство, что в зал. Кука в основ-
ном были распространены ледники предгорного типа,
динамика которых, как мы увидим ниже, отлична от ди-
намики чисто горных ледников. Это должно было корен-
ным образом повлиять на закономерный ход распада
оледенения. Именно поэтому у Карлстрема в период
распада последнего оледенения отмечено не 8 стадий,
80
связанных с 1850-летним ритмом, а 12 стадий различной
продолжительности.
В работе К. Хейссера и М. Маркуса (1964) имеется
указание на наступание ледника Менденхолл (Аляска)
4750—3050 л. н.; ледники зал. Глейшнер наступали
8960 и 6160 л. н.; ледники зал. Якутат наступали 2790 л. н.,
а залива Айси — 3160 л. н. Указание на наступание лед-
ников Аляски ранее 8000 л. н. находим в работе Д. Виль-
ямса и О. Феррианса (Williams, Ferrians, 1961). Эти же
авторы сообщают, что за последние 4000 лет сформиро-
вались три конечные морены у края ледника Матануска;
последняя из них отложена в конце XIX в. Особенно
суровый климат на Аляске был 14 000—10 000 л. н. (Colin-
vaux, 1964); значительное потепление имело место 10 000—
9000 л. н. (Hopkins, Macneil, Leopold, 1960). Г. Хазелтон
(Haselton, 1966), изучавший деятельность древних лед-
ников в районе зал. Мьюр-Инлет (национальный парк
Глейшнер-Бей, Аляска), показал, что ледниковые отло-
жения «м-ыор» откладывались 10 400+260 л. н.; отложение
верхней морены началось 3000 л. н.; ледники активизи-
ровались также в XVII в.
Более подробную хронологию заключительных эта-
пов последнего оледенения на Аляске приводит Ф. Лагуна
(Laguna, 1958) и Д. Миллер (Miller, 1958). Свежие морены
в районе зал. Айси и Якутат, а также оз. Криллтон
сформировались, по их мнению, 1200, 830 и 390 л. н.
Важные хронологические рубежи динамики ледников
в восточной части штата Вашингтон приводятся в работе
К. Хейссера (Heusser, 1961). Датированы два оледе-
нения — вашон и сумас, из них первое имело место не
менее 14 000 л. н., а второе — 11 300 л. н. В последнее
время возраст эверсонского межстадиала (бассейн р. Фрей-
зер), разделяющего оледенения вашон и сумас, опре-
делен Д. Истербруком (Easterbrook, 1966) интервалом
времени 13 010 + 170—10 370+300 л. н. Таким образом,
оледенение вашон может быть датировано 14000—
13 000 л. н., а оледенение сумас — около 10 000 л. н.
Возраст оледенения о-вов Королевы Шарлотты опреде-
ляется А. Броуном и X. Нейсмитом (Brown, Nasmith,
1962) в 10 850+850 л. н.
Обратимся теперь к Кордильерам Канады и США.
Основная трудность при их рассмотрении заключается
в том, что в южной половине Скалистых гор, а также
6 Е. В. Максимов
81
в Сьерра-Неваде ледники последнего оледенения не выхо-
дили из гор, в то время как в северной половине Ска-
листых гор возникали обширные предгорные ледники,
смыкавшиеся с материковыми льдами. В силу этого обсто-
ятельства вообще вряд ли возможно полностью учесть
хронологические особенности оледенения.
В Скалистых горах Дж. Ричмонд (Richmond, 1963,
1964а, 1964b; Четвертичный период США, 1968) выделяет
следы 5—6 оледенений.
Высоты связан-
Оледенения и межледниковья ных с ними
террас рек, м
Новейшее оледенение 1
Климатический оптимум голоцена I тт
Оледенение пайндейл ।
Почва )
Оледенение булл-лейк 60, 30, 25
Межледниковье
Оледенение сакагава-ридж 150, 120
Межледниковье
Оледенение сидар-ридж (максимальное) 200
Межледниковье
Оледенение уошаки-пойнт 230
Морены трех наиболее ранних оледенений, объеди-
няемых под общим названием буффало, не выражены
в рельефе и, очевидно, могут рассматриваться как дови-
сконсинские; оледенения булл-лейк, пайндейл и новей-
шее, напротив, связаны с конечными моренами и, видимо,
являются последним горным оледенением.
В общем случае оледенение булл-лейк разделяется
Ричмондом на две (иногда на три), оледенение пайндейл —
на три, а новейшее, наступившее после климатического
оптимума, — на две стадии. Конечные морены жанетт-
пик автор относит к XVI —XVII вв. Однако, видимо,
не во всех случаях это верно, так как в ряде мест совре-
менные ледники отсутствуют. Это предположение нахо-
дит подтверждение ив том, что в горах Уосатч (штат Юта)
предыдущая стадия (темпл-лейк) датируется Ричмондом
2000 лет до н. э. (Richmond, 1964b), т. е. в точности отве-
чает времени формирования морен V стадии. Вероятно,
под моренами жанетт-пик в некоторых случаях следует
понимать современные морены ледников, а в других
случаях — морены исторической стадии. Стадия темпл-
лейк также, по-видимому, неоднородна — в нее входят
82
морены, покрытые тундровой растительностью с неболь-
шим участием низкорослой ели, и каменные потоки.
Можно думать, что выделенные Ричмондом две стадии
оледенения — жанетт-пик и темпл-лейк — в действитель-
ности включают три стадии — VII, VI и IV, проявив-
шиеся после климатического оптимума. В тех случаях,
когда горы недостаточно высоки (например, горы Уинта),—
это морены VI и V стадий, при значительной высоте гор
и особенно при наличии современного оледенения —
это морены VII и VI стадий. В последнем случае весь
ряд стадиальных морен смещается и находит объяснение
тот факт, почему оледенение булл-лейк в одних случаях
состоит из двух, а в других — из трех конечных морен
(табл. 19).
Таблица 19
Стадии последнего оледенения в Скалистых горах
и Сьерра-Неваде
Стадии гор- ного оледе- нения Скалистые горы Сьерра-Невада
I вариант II вариант
VII Нет Жанетт-пик Мэтсис (3150)
VI Жанетт-пик Темпл-лейк Рецесс-пик (2900)
V Темпл-лейк Пайндейл 3 Посттьога ?
IV Пайндейл 3 Пайндейл 2 Г Гилгард (2780)
III Пайндейл 2• Пайндейл 1 Тьога < Главная стадия (2300)
11 Пайндейл 1 Булл-лейк 3 ( Теная (2200)
I Булл-лейк 2 Булл-лейк 2 Тахо поздняя ?
Мах Булл-лейк 1 Булл-лейк 1 Тахо ранняя (1100)
Примечание. В скобках приведены высоты подножий конечных
морен, м.
На рис. 13 показаны средние высоты подножий позд-
неплейстоценовых и голоценовых морен в Скалистых
горах по Дж. Ричмонду. Стадии распада ледников в горах
Уосатч автор связал с аллювиальными террасами и с отло-
жениями древнего оз. Бонневилл (рис. 14).
В работе В. Брокера и П. Орра (Broecker, Orr, 1958)
радиоуглеродным методом датированы максимальные и
минимальные уровни оз. Бонневилл. Максимальные уровни
имели место 25 000—14 000, 11 700—11 500 и около
10000 л. н., минимальные — 25000—34000, 13 000—
6*
83
12 500, около 11000 и около 9000 л. н. Если стадиям оле-
денения соответствуют максимальные озерные уровни,
то мы получаем близкое хронологическое соответствие
ранних стадий оледенения в горах штата Юта с макси-
мальной, I и II стадиями.
По-видимому, ошибочной следует считать радиоугле-
родную датировку оледенения пайндейл, полученную
Г. М. Ричмондом (Richmond, 1961) и равную 27 000 +
+ 800 л. н. По другим данным (Love, Taylor, 1962), мак-
симум пайндейла определен в 9000—8000 л. н.
Рис. 13. Средние высоты подножий поздне-
плейстоценовых и голоценовых морен в Ска-
листых горах (по Дж. Ричмонду; индекса-
ция оледенений наша).
Большой интерес представляет тот факт, что конечная
морена IV стадии (поздняя морена пайндейл) 7 * * в долине
Малого Коттонвуда (горы Уосатч) носит обвальный
характер. Конечные морены этой стадии, датируемые
в 6000—5000 л. н., почти повсеместно в горах СССР также
сопряжены с обвалами (Максимов, 1968а).
В горах Сенгре-де-Кристо также регистрируется только
7 стадий. Отсутствие современных ледников в горах
Сангре-де-Кристо делает вероятным отсутствие конечных
морен стадии XVII—XIX вв. (VII). Характерно, что
нижняя терраса р. Рио-Гранде в штате Нью-Мексико,
дренирующей горы Сангре-де-Кристо, датирована по С14
(Ruhe, 1962) в 2620+200 л. и., т. е. как раз временем
формирования конечных морен VI стадии.
7 Последнее крупное наступание ледника стадии пайндейл
в канадской части Скалистых гор датировано по С14 примерно
в 6200 л. н. (Stalker, 1969).
84
Стадии
'Почвы
Зрелые почвы
Аллювий
Поздняя (IV)
Средняя (III)
Ранняя (II)
Озерные
отложения
постпрово
Отложения
поотбонне-
вилл
Интеретадиал
Темпл-лейк(У)
‘Интергляциал
Новейшее ^’ПоВическая1Д_
оледене-
ние
Почвы
Поздняя (I)
Интеретадиал
Ранняя (Мах)
Аллювии
Интергляциал
Почвы
Озерные
отложения
альпине
Озерные отло-
жения право
Озерные отло-
жения бон-
не вилл
Интергляциал
Зрелые почвы
Аллювий
Древнейшее
оледенение
Отложение
пра-бонне-
вилл
Рис. 14. Связь стадий оледенения с отложениями оз. Бонневилл (по Дж. Ричмонду, 1964; индек-
сация стадий оледенения — в скобках — наша).
В табл. 20 сопоставлены высоты подножий конечных
морен в горах Уосатч и Сангре-де-Кристо (рис. 12, 5, 4).
Интересно отметить, что климатический оптимум голо-
цена, разделяющий пайндейльское и новейшее оледе-
нения, совпадает с гигантским извержением вулкана
Мазама, в результате которого сформировался мощный
горизонт пепла мазама. Дж. Ричмонд, Р. Фрикселл,
Дж. Нефф и П. Уэйл (Четвертичный период США, 1968),
Таблица 20
Высоты подножий стадиальных конечных морен
в горах Уосатч и Сангре-де-Кристо, м
Стадии гор- ного оледе- нения Стадии горного оледенения по Ричмонду Горы Уосатч (долины Малого Коттонвуда и Беллс-каньона) Горы Сангре-де-Кристо
Рио- Хондо Рио- Намбе Сьерра- Бланка- Пик
VI Жанетт-пик 3000 3600 Нет Нет
V Темпл-лейк 2940 3550 3450 »
IV Пайндейл 3 2760 3300 3420 3390
III Пайндейл 2 2170 3250 3330 3270
II Пайндейл 1 1970 3060 3220 3150
I Булл-лейк 2 1530 2910 3150 3120
Мах Булл-лейк 1 1500 2820 3030 2950
по-видимому, ошибочно отождествляют пепел, залегаю-
щий между средним и поздним Пайндейлом, с пеплом
глейшер-пик, образовавшимся около 12 000 л. н. Оче-
видно, это тот же самый пепел мазама, выпавший во время
климатического оптимума (табл. 19, II вариант).
Чрезвычайно характерно, что катастрофический паво-
док оз. Мизула привязывается авторами к промежутку
времени между средним и ранним пайндейлом. Морены
раннего пайндейла (т. е. III стадии) размыты, а морены
среднего пайндейла (т. е. IV стадии) не размыты. Созда-
ется вполне определенное впечатление, что речь идет
о том же самом сейсмо-тектоническом кризисе IV стадии,
сопровождавшимся катастрофическим наводнением, о ко-
тором мы писали применительно к горам СССР.
Аналогичные сведения приводит Р. Моррисон (Чет-
вертичный период США, 1968). Он пишет, что со средне-
пайндейльским максимумом связан аномально мощный
цикл оз. Боневилл, который вызвал сток из этого озера.
86
По сообщению Ричмонда, морены пайндейл 1 редко
подпруживают озера, морены же пайндейл 2 и 3, напротив,
часто являются плотинными. Это косвенно указывает
на активизацию сейсмо-обвальных явлений в интервале
времени, близком к IV стадии.
Итак, создается уверенность в том, что три наиболее
поздних оледенения, выделенных Ричмондом, — булл-
лейк, пайндейл и новейшее — суть стадии сокращения
одного последнего оледенения. В интервале времени,
близком к IV стадии (пайндейл 2—пайндейл 3), Скалистые
горы пережили катастрофу, проявившуюся в сейсмо-
тектонических нарушениях, гигантском извержении вул-
кана Мазама и в серии больших наводнений.
Общее морфологическое подобие последнего оледе-
нения в Скалистых горах оледенениям других горных
систем земного шара подтверждается также следующими
фактами. Согласно Ричмонду, позднеплейстоценовая де-
прессия региональной снеговой границы близка 1200 м.
Средняя депрессия каров относительно современной сне-
говой линии составляет, по его данным, в южной части
Скалистых гор США 250—300 м, в средней части — 520 м
и в северной части — 600 м, а в среднем 465 м. Вершина
сводного карового графика (Максимов, 1968в; в этой
работе рис. 20) показывает депрессию в 350 м. В идеаль-
ном случае она должна совпадать со средней высотой
расположения каров, однако за счет «нехватки высоты
гор» верхние уровни каров в Скалистых горах, видимо,
отсутствуют, в результате чего средние высоты каров
должны быть несколько смещены вниз относительно
экстремума карового графика (рис. 20).
Дж. Бирман (Birman, 1954, 1964) изучал следы дея-
тельности древних ледников в долине р. Сан-Хоакин
на западном склоне Сьерра-Невады и в долине р. Рок-
Крик на ее восточном склоне. Им установлены следы
8 наступаний ледников. Конечные морены двух наиболее
ранних стадий (шервин I и II) размыты и в рельефе выра-
жены плохо; Бирман считает их довисконсинскими.
Морены трех промежуточных стадий (тахо, теная и тьога)
отложены в висконсине до термального максимума, кото-
рый он датирует 6000—4000 л. н. Наконец, конечные
морены трех наиболее высоких стадий (гилгард, рецесс-
пик и мэтсис), по его данным, образовались на протяже-
нии последних 4000 лет.
87
В более поздней работе (Четвертичный период США,
1968) стадиальный распад ледников Сьерра-Невады уточ-
нен: выделены две стадии оледенения тахо — ранняя
и поздняя, в оледенение тьога включены три стадии — те-
ная, главная стадия и гилгард и, наконец, новейшее
оледенение подразделяется также на три стадии — пост-
тьога, рецесс-пик и мэтсис. В табл. 19 стадии оледенения
Сьерра-Невады сопоставлены со стадиями оледенения
Скалистых гор.
Таблица 21
Плейстоцен Запада Северной Америки
Материковые оледенения Северной Америки Трансгрессии на Аляске Оледенения Скалистых гор Оледенения Сьерра-Невады
Поздний Крузенштернская (менее 6000 л. н.) Новейшее—найн- Новейшее—
ВИСКОНСИН д е й л—булл-лейк тьога—тахо
Ранний Воронцовская (>33 000, но < 48 000 л. н.) Сакагава-ридж Моно-бейсин
ВИСКОНСИН Пелукская (около 100 000 л. н.)
Иллинойс Сидар-ридж Шервин
Канзас Коцебу (175 000— 170 000 л. н.) Уошаки-пойнт Маг-ги
Небраска Без названия « 300 000 л. н.) Нет Нет
Амвильская
Примечание. Пунктиром показаны пеплы пёрлетт и туфы бишоп.
Если принять, что в этом районе Сьерра-Невады сов-
ременные ледники оканчиваются на высоте 3500—4000 м,
то общая депрессия ледников составит необычайно боль-
шую величину — 2400—2900 м. Отдельные кары встре-
чены на высоте 1800 м. Они показывают депрессию отно-
сительно современной снеговой линии (4500 м) в 2700 м.
Приведенные данные убеждают, что нормальный ход
дегляциации в Сьерра-Неваде нарушен тектоническими
88
процессами. Рассматривая кривую дегляциации Сьерра-
Невады (рис. 12, 5), можно заметить два резких ее пере-
гиба — около II и IV стадий. Очевидно, тектонические
движения, нарушившие нормальный ход дегляциации,
носили блоковый характер. В результате закономерный
ряд стадиальных конечных морен оказался разорванным
в двух местах.
В Сьерра-Неваде выделяются три довисконсинских
оледенения (табл. 21). На отложениях оледенения шер-
вин залегает мощный пласт (120—150 м) туфов бишоп.
Хронологически он коррелирует с пеплами пёрлетт в Ска-
листых горах, лежащими на отложениях оледенения
сидар-ридж.
На Аляске, согласно Т. Певе, Д. Хопкинсу и Дж. Гид-
дингсу (Четвертичный период США, 1968), известны
отложения четырех оледенений, чередующихся с отло-
жениями морских трансгрессий.
На основании этих материалов попытаемся провести
корреляцию событий плейстоцена для всего Запада США
(табл. 21).
Появились также некоторые сведения о хронологии
стадий оледенения вулкана Рейнир. Д. Кранделл и Р. Мил-
лер (Crandell, Miller, 1964) выделяют две стадии оледе-
нения уинтроп-крик: барро, проявившуюся 3500—2000 л. н.,
и гарда, максимум развития которой приходится на XIV—
XIX вв. В более поздней работе Д. Кранделл (Crandell,
1965) называет оледенение, окончившееся примерно
15 000 л. н., и оледенение, имевшее место 11 000 л. н.
Далее он выделяет стадию оледенения, проявившуюся
между 3500—3000 и 2300—2000 л. н., и стадию, начало
которой падает на XIII в.
Д. Б. Бенедикт (Benedict, 1968), изучавший историю
последнего оледенения в Передовом хребте в штате Коло-
радо, выделяет следующие периоды активизации горных
ледников: 4500—2700 л. н., 100—1000 г. н. э. (этот период
делится на три стадии: около 250, 550 и 950 гг.) и XVII—
XIX вв.
Что касается горного оледенения в Центральной Аме-
рике, то сравнительно полные данные имеются о сокраще-
нии ледников мексиканского вулкана Истаксиуатль. Ра-
боты X. Лоренцо (Lorenzo, 1958), Де Терра (De Terra,
1947) и С. Уайта (Mooser, White, Lorenzo, 1956) нами
рассмотрены ранее (Максимов, 1966е).
89
В более поздней работе С. Уайт (White, 1962) приводит
следующие сведения: аллювиальные отложения, связан-
ные с последней ледниковой эпохой, спускаются на вул-
кане Истаксиуатль до высоты 2450 м. Конечные морены
наиболее ранней стадии (нексуал) распространены в вы-
сотном интервале 2750—3050 м; они образовались в ре-
зультате двукратного наступания ледников. Конечные
морены стадии хайат фиксируются в интервале высот
3135—3650 м; они также отражают два наступания лед-
ников. Стадия мильпулько привязывается к высотам
3630—3760 м. В сводной таблице Уайт указывает, что
этой стадии соответствует только одно наступание лед-
ников. Однако в тексте работы вполне определенно гово-
рится о двух уровнях этой морены, привязывающихся
к высотам 3630—3700 и 4100 м. Стадиальные образования
айлоко находятся на высотах 4270—4410 м. Судя по опи-
санию, они напоминают забронированные глетчеры и сос-
тоят из 3—4 небольших морен. Кроме того, в тексте
работы отмечаются конечноморенные образования, при-
уроченные к высотам 4500—4560 м.
Приведенные материалы свидетельствуют о том, что
на склонах вулкана Истаксиуатль стадиальные конечные
морены имеются на следующих высотах (примерно):
2750, 2900-3000, 3100, 3500-3600, 3700, 4100, 4300 и
более 4500 м. Возможно, высотные границы распростра-
нения конечных морен отдельных стадий определены
нами несколько условно, но факт существования восьми
стадий оледенения не вызывает сомнения. Наиболее высо-
кий уровень конечных морен, очевидно, отвечает совре-
менным моренам ледников. Л. Бласкуэц (Blasques, 1961)
отмечает наличие морен перед фронтом современных
ледников вулкана Истаксиуатль.
Южная Америка. Данные о стадиальном ха-
рактере сокращения ледников в южноамериканских Ан-
дах содержатся в работах К. Кальдениуса (Caldenius,
1932), Э. Феруджио (Ferudgio, 1933), К. Хойссера (Hous-
ser, 1960а), Д. Мерцера (Merser, 1960, 1965) и др. Ранее
нами была сделана попытка интерпретации этих данных
(Максимов, 1966е).
Наиболее интересные сведения приводятся в работе
Р. Товара (Tovar, 1962). Изучая моренные образования
Сьерра-Невады-де-Гуикан (восточные Кордильеры Колум-
бии), автор обнаружил там 8 моренных уровней. Каждый
90
из них представляет скопление валунов. Все морены,
за исключением самой верхней, уже оставлены ледниками.
Из 8 моренных уровней наиболее четкие расположены
на высотах 3200, 3500 и 4000 м. Современная морена
ледника лежит на высоте 4640 м. К сожалению, сведений
I Мат I II III IV V И VII
’--Д----А-1А---А___J____А Л Al
15000 10000 5000 0
Стадии оледенения, лл
Рис. 15. Кривые дегляциации гор Южной Аме-
рики.
1 — Сьерра-Невада-де-Гуикан (Колумбия); 2 — Сьерра-
Невада (Венесуэла); 3 — Сьерра-Невада-де-Кокуй (Ко-
лумбия); 4 — Рио-Элько (Чили).
о высотном положении других четырех уровней в работе
Товара нет. Нами предпринята попытка по четырем
указанным моренам восстановить весь ход распада лед-
ника (рис. 15). Наиболее закономерный облик кривая
дегляциации принимает в том случае, если конечные мо-
рены на высотах 3200, 3500 и 4000 м отнести к I, II и IV
стадиям. Опираясь на эту кривую, можно предположить,
что остальные конечные морены должны находиться на
91
высотах 2850 (максимальная), 3750 (III), 4230 (V) и 4450 м
(VI).
Следы стадиального сокращения ледников в Сьерра-
Неваде (Венесуэла) изучал А. Карденас (Cardenas, 1963).
По его данным, во время своего максимального распро-
странения ледники спускались до высоты 3000 м. Однако
на фотографии, приведенной в его работе, отчетливо
видно, что трог спускается ниже остатков этой конечной
морены. Фронтельные конечные морены перегораживают
долину у пос. Сан-Исидро (по карте высота порядка
3400 м), у впадения Пример-Лано (3820 м) и у впадения
Ла-Гарита (примерно 3900 м). Кроме того, обширная
морена имеется на высоте 3600 м около оз. Мукубаи.
В итоге от пос. Сан-Рафаэль до верховьев долины обна-
ружено 5 последовательно залегающих конечных морен.
Современных ледников в этом районе нет, а отдельные
точки бассейна достигают высот 4050—4200 м. Снеговая
линия в горах Венесуэлы проходит на высотах 4600—
4700 м. В связи с этим можно предполагать, что при нали-
чии ледников они вряд ли кончались бы ниже 4200—4300 м.
Теперь можно попытаться наметить стадиальную при-
надлежность выделенных А. Карденасом конечных морен.
Наиболее закономерный характер кривая дегляциации
(рис. 15) примет при условии, если морены на высотах
3000, 3400, 3600, 3820 и 3900 м будут соответственно
отнесены к I, II, III, IV и V стадиям. В этом случае мак-
симальная конечная морена должна располагаться на вы-
соте 2600 м, а конечные морены VI и VII стадий соответ-
ственно на высотах 4040 и 4130 м.
Резкое нарушение высотного положения стадиальных
конечных морен обнаруживается в долинах Лагуниллас
и Бокатома в Сьерра-Неваде-де-Кокуй (Колумбия).
Э. Гонсалес, Т. Хаммен и Р. Флинт (Gonzalez, Hammen,
Flint, 1965) подразделяют ледниковые отложения этого
района на четыре группы. К первой группе отнесены
морены максимальной стадии. Ледники в это время спус-
кались до высоты 2700 м, а депрессия снеговой линии
значительно превышала 1000 м. Морены второй группы
расположены на высоте 3800 м, морены третьей группы,
подразделяющиеся на две фазы, — на высотах 3900—
4000 м и, наконец, морены четвертой группы, также под-
разделяющиеся на две фазы, — на высотах 4100—4200 м.
Современный ледник в долине Бокатома оканчивается
92
на высоте 4275 м, а снеговая линия проходит на высоте
4600 м. Таким образом, обнаружены следы 5 верхних
конечных морен в высотном интервале 3800—4200 м
и одна нижняя (вероятно, максимальная) на высоте 2700 м.
Казалось бы логичным пять верхних морен отождествлять
с моренами II, IV, V, VI и VII стадий, нижнюю считать
максимальной, морены же I и II стадий считать ненай-
денными или разрушенными. В этом случае кривая дегля-
циации (рис. 15, За) принимает в общем закономерный
облик, хотя и привлекает внимание чрезмерная высотная
сближенность 5 верхних конечных морен.
Однако приведенная расшифровка моренных комплек-
сов Сьерра-Невады-де-Кокуй противоречит радиоугле-
родным определениям их возраста. Конечные морены чет-
вертой, наиболее высокой, группы хронологически в точ-
ности отвечают VI и VII стадиям оледенения. Морена
«4200 м» считается сформировавшейся 150—300 л. н.,
а морена «4100 м» — 900—300 лет до н. э. Однако возраст
морены «4000 м» вместо 4000 лет оценивается в 7500 л. и.,
что хронологически соответствует не V, а III стадии,
морены «3900 м» — в И 000—10 000 л. и., «3800 м» —
в 13 000—12 000 л. н. и, наконец, морена «2700 м» ока-
зывается старше 14 000 лет. Удовлетворительно решить
вопрос о моренах Сьерра-Невады-де-Кокуй в настоящий
момент невозможно. Вместе с тем можно высказать пред-
положение, что нарушение нормального высотного и хро-
нологического характера залегания стадиальных морен
связано с новейшими, исключительными по своему раз-
маху, тектоническими поднятиями.
Недавно в печати появилась работа М. Р. Паскова
(Paskoff, 1967), посвященная гляциальной морфологии
долины р. Рио-Элько, врезанной в западный склон южно-
американских Анд (провинция Кокимбо в Чили). В доли-
нах Рио-Торбио и Рио-ла-Лагуна (истоки р. Рио-Элько)
конечноморенные образования обнаружены на высотах
2500, 3100 и 3600 м; кроме того, предположительно
конечная морена привязывается к высоте 1700 м (рис. 16, а).
В самом верховье долины расположен небольшой современ-
ный ледник Токадо, спускающийся примерно до 4000 м.
Язык ледника обрамлен четким валом современной конеч-
ной морены, ниже которой фиксируются две генерации
каменных (забронированных?) глетчеров — верхняя ак-
тивная и нижняя мертвая (рис. 16, б). Еще ниже, у впа-
93
a
C t СГ-2 ;i‘3
б
Рис. 16. Гляцио-мор-
фологическая схема
долин Рио-Торбио и
Рио-ла-Лагуна (а) и
истоков Рио-ла-Ла-
гуна (б; по М. Р.
Паскову; индексация
стадий оледенения
наша).
1 — конечные
2 — каменные глетчеры:
3 — размытые
4 — террасы; 5 — ригель
морены;
морены:
дения ручья, текущего с ледника, в Рио-ла-Лагуна, рас-
пространены сильно перемытые моренные нагромождения,
очевидно, также связанные с древним забронированным
глетчером. Местами эти нагромождения приобретают
характер крупновалунных (или крупноглыбистых?)
террас. Остатки указанной морены сопряжены с ри-
гелем.
Картина распада ледников последнего оледенения в до-
линах Рио-Торбио и Рио-ла-Лагуна по существу мало
чем отличается от характера распада ледников в горах
Советского Союза. Сильно размытая конечная морена
в нижней части ручья, текущего с ледника, несомненно
отвечает IV стадии оледенения. Эта морена сопряжена
с ригельным образованием по всей видимости тектони-
ческого происхождения. Общий характер морены сви-
детельствует, что в момент ее формирования весь район
высокогорий пережил сейсмо-тектонический импульс, со-
провождавшийся катастрофическим таянием ледника.
После него обвально-тектонические процессы активи-
зировались и началось формирование забронированных
глетчеров. Забронированные глетчеры древней и молодой
генераций, очевидно, отвечают V и VI стадиям оледенения.
Современная морена ледника Токадо сопоставима с VII
стадией оледенения. Соответственно конечные морены
на высотах 3600, 3100 и 2500 м можно считать моренами
III, II и I стадий. Конечная морена на высоте 1700 м,
вероятно, отвечает максимальной стадии последнего оле-
денения. Однако последний факт вызывает некоторые
сомнения из-за очень большого высотного разрыва (800 м),
существующего между мореной максимальной стадии
и мореной I стадии. Своеобразие района заключается в том,
что высотные интервалы между моренами ранних стадий
очень велики (соответственно 800, 600 и 500 м), а морены
четырех молодых стадий уменьшаются в высотном интер-
вале, равном 300—400 м.
Сведений об абсолютной хронологии стадий горного
оледенения Южной Америки очень мало. Приведем неко-
торые из них. Так, К. Хейссер (Heusser, 1960а) опре-
делил по С14 возраст наиболее древней морены темпанос
в 4000—5000 лет. Между этой мореной и современными
моренами ледников есть еще две системы морен, из кото-
рых одна была отложена спустя 200—400 лет после обра-
зования древней морены темпанос.
95
Э. Мюллер (Muller, 1960), также изучавший морены
темпанос в районе лагуны Сан-Рафаэль (Чили), пришел
к выводу, что они образовались позже 6850 л. н. Отло-
жения, лежащие между моренными грядами, имеют возраст
около 3600 лет. В связи с этим можно принять, что морена
темпанос 1 образовалась в интервале времени 6850—
3600 л. и., а морена темпанос 2 — позже 3600 л. н.
Д. Мерцер (Mercer, 1965) провел исследование конеч-
ных морен ледников Адела, Дос-Лагос и Упсала. Послед-
ний из этих ледников наступал примерно 3600 л. н.,
2300—2000 л. н. и начиная с XVII в. Уже в XVIII в.
ледник начал отступать. Судя по моренам ледников
Адела и Дос-Лагос, подвижки ледников также имели
место в начале нашей эры (350 г.) и, возможно, в XII в.
В более новой работе Д. Мерцер (Merzer, 1968) приводит
сведения о хронологии стадий наступания Патагонского
ледникового поля. Основные эпохи распространения лед-
ников, по-видимому, имели место 4600, 2000 и 300—
200 л. н.
Приведенные материалы свидетельствуют, что как в
Южной, так и в Северной Америке, несмотря на иска-
жающее воздействие тектонических движений, проявляю-
щихся в отдельных районах, достаточно отчетливо про-
слеживается единый стадиальный характер дегляциации
горных систем.
Океания. Основываясь на материалах И. Дози
(Dozy, 1938) и Э. Рейнера (Reiner, 1960), можно принять,
что в горах о. Новая Гвинея есть следы конечноморенных
образований на высотах 2000, 2500, 3300, 3600, 4100
и 4300 м (Максимов, 1966е). Кривая дегляциации (рис. 11,
4) показывает, что это вероятнее всего морены максималь-
ной, I, III, IV, VI и VII стадий. Отсутствуют сведения
только о высоте морен II и V стадий, которые должны
были бы находиться на высотах 2930 и 3860 м. Кривая
дегляциации гор Новой Гвинеи несомненно закономерна
и очень близка непальской кривой (рис. 9, 5). Кроме
того, основываясь на высоте заложения каров, можно
предположить, что депрессия снеговой линии в макси-
мальную стадию вюрма составила 1100—1200 м.
Стадиальную увязку конечных морен, указанных Дози,
произвел также А. В. Шнитников (1964). Кривая дегля-
циации, построенная нами, почти в точности совпадает
с кривой А. В. Шнитникова.
96
Несмотря на значительное число работ, посвященных
ледникам и древнему оледенению гор Новой Зеландии,
система стадиального распада ледников этого района
в законченном виде представлена быть не может. Д. Суне
(Soons, 1963) в долине Ракайя выделяет четыре стадии
оледенения: вудлендс (максимальная), тун-крик, бейфилд
(2 подс'тадии) и ачерон (3 подстадии). В сумме полу-
чается семь стадий сокращения ледников. Однако все
семь систем конечных морен образованы не горным,
а предгорным ледником.
В работе Л. Клейтона (Clayton, 1968) приводятся
данные о следах оледенений в долине р. Уаиау (Сев. Кен-
тербери, о. Южный, Новая Зеландия). Им выделяются
следы 3 позднеплейстоценовых оледенений — какапо,
хорошу и хон, включающих 4 стадии — лесли-хиллс,
гленхоп, глиннуай и льюис. Возможно, речь идет о ста-
диях последнего оледенения.
Хронология стадий оледенения Новой Зеландии почти
совсем неизвестна. Стадия фернау в горах Новой Зелан-
дии, очевидно, проявилась. Известно, что ледники Мюл-
лера и Тасмана наступали в XVII—XVIII вв. (Burrows,
Lucas, 1967).
В долине Брод-Ривер в Тасмании установлен возраст
песчано-галечных отложений, залегающих между двумя
моренами (Caine, 1968). Оказалось, что они сформирова-
лись 3500—3050 л. н. Теперь можно предположить, что
нижняя морена синхронна V стадии оледенения (примерно
4000 л. н.), а верхняя — VI стадии (2500—2000 л. н.).
В работе С. А. Евтеева (1964) приводятся сведения (по ино-
странным источникам) об активизации оледенения в Но-
вой Зеландии и Австралии 2500—2000 л. н.
Таким образом, видимо, можно принять, что в Новой
Зеландии во всяком случае проявились 3 последние ста-
дии горного оледенения.
Антарктида. О морфологических признаках ста-
диального распада ледников Антарктиды известно срав-
нительно мало. Т. Певе (Pewe, 1961) в районе прол. Мак-
Мёрдо отметил наличие следов не менее 4 крупных оле-
денений. Последнее из них имело место минимум6000 л. н.8 * 7
8 Три стадии оледенения в районе г. Инзель (инзель 1, 2 и 3)
обнаружил В. И. Бардин. Самая молодая из них — инзель 3, —
очевидно, имеет возраст около 6000 лет (личное сообщение).
7 Е. В. Максимов
97
Далее Т. Певе пишет о вероятности 3 задержек в отступа-
нии или кратковременном наступании льда в период этого
оледенения.
Поскольку максимальное распространение ледников
этого оледенения хронологически близко IV стадии
горного оледенения (6000—5000 л. н.), можно пред-
положить, что указанные три задержки в отступании
ледников отвечают V, VI и VII стадиям оледенения.
Имеющиеся радиоуглеродные датировки в общем подтверж-
дают это предположение. Подвижки ледников Т. Певе (Ре-
we, 1960) датирует в 2460 + 120 и 5900 + 140 лет, что хро-
нологически совпадает с VI и IV стадиями оледенения.
Очевидно, имела место активизация ледников, соответству-
ющая стадии XVII—XIX вв. В частности, на это ука-
зывают В. Блейк и Д. Холлин (Blake, Hollin, 1960)
и Р. Блек и Т. Берг (Black, Berg, 1964). О стадиальном
характере распада ледников последнего оледенения в рай-
оне прол. Мак-Мёрдо пишет также Р. Никольс (Nichols,
1962). Он указывает, что последнее оледенение —
триледжи — состояло из нескольких стадий. Одна из
стадий развивалась более чем 7000 л. и. Это в общем
близко ко времени формирования конечных морен III ста-
дии (8000—7000 л. н.).
Из работы X. Харрингтона и Д. Маккелера (Harring-
ton, McKeller, 1958) можно заключить, что в V—VIII вв.
было сравнительно тепло, что совпадает с сокращением
ледников северного полушария в период средневе-
ковья.
X. Харрингтон и Д. Спиден (Harrington, Speden,
1960) сопоставляют серию конечных морен у края лед-
ника Тейлора с альпийскими моренами XIX в. Помимо
современной небольшой моренной гряды, обрамляющей
край ледника, они выделяют еще 4—5 малых моренных
гряд. В. Блейк и Д. Холлин (Blake, Hollin, 1960) несог-
ласны с выводами X. Харрингтона и Д. Спидена. Они
считают, что имели место древние отступания ледника
Тейлора с четырьмя остановками, длительный период
покоя и, возможно, недавнее слабое наступание; совре-
менное состояние ледника стабильное — сформирован мо-
ренный вал. На примере ледника Хоббса они показывают,
что конечная морена, сформировавшаяся минимум
6000 л. н., находится всего в 180 м от края лед-
ника.
98
На основании приведенных рассуждений можно сделать
заключение, что серия конечных морен у края ледника
Тейлора, вероятно, отражает многовековую изменчивость
оледенения. В этом случае конечные морены ледника
Тейлора можно считать моренами VII, VI, V, IV и III
стадий.
Отступание древнего края ледникового покрова Ан-
тарктиды началось 12 000—10 000 л. н. (Harrington,
McKeller, 1958; Шумский, 19626). В работе Д. Хоха
(Hough, 1950) можно встретить указание, что примерно
4000 л. н. период сокращения оледенения и морской транс-
грессии сменился новым наступанием ледникового пок-
рова.
Как можно убедиться на приведенных материалах,
изменение оледенения Антарктиды на протяжении пос-
ледних 12 000—10 000 лет носило направленный характер —
в сторону его уменьшения. На общем фоне сокращения
покрова имели место его стадиальные подвижки. Пять
наиболее поздних подвижек (более 7000, 6000, 4000,
2400-2500 и 100-300 л. н.) близки III, IV, V, VI и VII
стадиям горного оледенения.
Г. В. Коновалов (1968), изучавший стадиальные конеч-
ные морены на Земле Королевы Мод, пишет: «Подсчет
количества моренных валов у ряда цирковых ледников
показал, что их число колеблется в пределах 6—8»
(стр. 313).
Материал, изложенный в главе, показывает, что прак-
тически во всех горах земного шара распад ледников
последнего оледенения носил стадиальный характер.
Глава IV- ОБЩИЕ МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ,
МОРФОМЕТРИЧЕСКИЕ И ХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ ДИНАМИКИ
ГОРНОГО ОЛЕДЕНЕНИЯ В ГОЛОЦЕНЕ
Обзор особенностей дегляциации ряда горных систем как
на территории Советского Союза, так и за его пределами,
сделанный нами в двух предыдущих главах, позволяет
наметить ряд важных в теоретическом отношении обоб-
щений.
1. На цротяжении новейшего этапа геологической
истории, именуемого в широком смысле этого слова го-
7*
99
лоценом, повсеместно происходил распад ледников по-
следнего горного оледенения. В общем этот вывод рас-
пространяется на древние и ныне существующие покров-
ные ледники. Фактически неизвестно ни одного сколько-
нибудь надежного факта устойчивого распространения
оледенения в голоцене. Предполагаемое активное со-
стояние в наше время Антарктического ледяного покрова
(Марков, 1963, и др.) нельзя считать доказанным, так
как существует абсолютно противоположная и не менее
обоснованная точка зрения (Шумский, Евтеев, 1963, и др.),
согласно которой Антарктический покров находится в со-
стоянии сокращения.
Сам по себе этот вывод, несмотря на его слишком об-
щий характер, трудно переоценить. Он несомненно сви-
детельствует в пользу общепланетарного единства всех
процессов, вызывающих развитие и распад оледенений.
Это тем более верно, так как на протяжении большей
части голоцена происходил последовательный подъем
уровня океана (Fairbridge, 1963). Вместе с тем следует
заметить, что в течение последних 6000 лет этот подъем
почти совсем прекратился и сменился колебаниями уровня
в ту или иную сторону от некоторого его среднего поло-
жения (рис. 19).
В первом приближении это может быть объяснено тем,
что после окончательного распада европейского и аме-
риканского покровных ледников, происходившего 7000—
6000 л. и., незначительное в целом уменьшение горного
оледенения не могло серьезно сказаться на изменении
уровня Мирового океана.
Существует определенное единство и в высотном диа-
пазоне распространения горных ледников последнего оле-
денения. Депрессия концов ледников во время максимума
оледенения относительно современного их положения
в горах Советского Союза составляет в среднем (по нашим
полевым данным) 1360 м. Если исключить из расчета за-
ведомо искаженные в результате новейшей тектоники и
и климатической инверсионности депрессии концов лед-
ников Памиро-Алая, Полярного и Приполярного Урала,
то эта величина составит 1640 м.
В среднем для всех рассмотренных горных систем за-
рубежных стран депрессия концов ледников равна 1750 м,
что очень близко к ее значению в горах СССР.
100
Очевидно, средние величины депрессий ледников сле-
дует рассматривать.только как оценочные. Нормальные за-
кономерности в высотном положении концов ледников резко
нарушались в тех случаях, когда горные ледники выхо-
дили на прилегающие равнины или даже в межгорные
впадины. Особенно часто это имело место в полярных и
и арктических странах, сведения о которых мы в основном
исключили из расчета. Кроме того, эти закономерности
нарушались при большой активности процессов новейшей
тектоники. Однако подобные данные исключались только
в наиболее очевидных случаях.
В среднем для земного шара (всего 38 величин) мак-
симальная депрессия горных ледников во время послед-
ней ледниковой эпохи составила 1710 м при средней квад-
ратичной ошибке в 390 м (или 22.8%). Значительные
размеры средней квадратичной ошибки объясняются
не только случайными отклонениями от средней ве-
личины депрессии, вызванными частными причинами
разного рода, но и проявлением зональных отличий
в величине депрессий. Об этом будет сказано ниже.
2. Сокращение всех древних ледников земного шара,
как горных, так и покровных, носило стадиальный ха-
рактер. На протяжении всего голоцена периоды быстрого
сокращения ледников чередовались с периодами их ста-
билизации и отложением конечных морен. Ряд морфоло-
гических и палеогеографических признаков говорит о том,
что стадиальность проявлялась не просто в задержках
отступания ледников, а в их возвратно-поступальной
динамике при общем преобладании процесса распада оле-
денения. Таким образом, в регрессивном развитии оле-
денения земного шара даже по морфологическим призна-
кам можно заметить существование двух принципиально
разных, но тесно связанных между собой тенденций —
общего отступания ледников, продолжающегося на про-
тяжении всего голоцена, и проявляющейся на этом фоне
их возвратно-поступательной динамики.
В горных странах, сохранивших оледенение до наших
дней и характеризующихся достаточной разностью вы-
сот (порядка 1500—2000 м) между концами современных
ледников и равнинами, окружающими эти горные страны,
обычно имеется по 8 последовательно залегающих ста-
диальных конечных морен, начиная с максимальной и
и кончая современной мореной, обрамляющей ныне суще-
101
ствующий ледник. В ряде случаев из-за энергичного
послеледникового размыва или каких-либо других част-
ных причин их общее число может быть меньшим. Од-
нако почти всегда по различным, морфологическим при-
знакам удается восстановить положение недостающих
морен.1
В разных частях земного шара наблюдаются различ-
ные соотношения между высотой гор и положением древ-
ней и современной снеговой линии, при этом возможны
следующие варианты.
а) Высота гор недостаточна для возникновения оледе-
нения; эти горы лишены каких-либо следов древней гля-
циальной деятельности. Обычно горы такой категории
расположены в экваториальных, тропических и субтро-
пических широтах. В умеренных и особенно полярных
странах даже низкие горы захватывались оледенением.,
б) Высота гор достаточна для возникновения древнего,
оледенения во время значительного опускания снеговой
линии, однако она мала для существования оледенения
в наше время. В таком положении оказалось большинство
средневысотных горных систем. В зависимости от гео-
графического положения тех или иных горных систем
могли возникать самые разнообразные соотношения между
высотой гор и положением древней снеговой линии. Из-
вестны горные системы, в которых ледники возникали
только во время максимального опускания снеговой ли-
нии; с другой стороны, есть горы, в которых ледники
исчезли в самое последнее время. Число стадиальных
конечных морен в таких горах может быть самым различ-
ным — от 1 до 8.
в) Высота гор достаточна для существования не только
древнего, но и современного оледенения. При достаточном
превышении современных ледников над подошвами гор
здесь должен существовать «полный набор» стадиальных
морен (8).
г) При умеренном превышении гор, несущих совре-
менные ледники, над окружающими равнинами (или плато)
1 Существует известная приуроченность стадиальных конечных
морен к определенным вертикальным ландшафтным поясам, про-
слеживающаяся во всяком случае в горных системах СССР. Осо-
бенно важным рубежом в этом отношении является верхняя граница
распространения лесной растительности, обычно приуроченная
к подножию морен IV стадии.
102
или при низком положении современной снеговой линии
древние ледники могли образовывать материковые ледя-
ные покровы, предгорные ледники или спускаться в море.
В таком плане также возможна целая гамма разнообраз-
ных соотношений высоты гор и положения снеговой линии.
Общим для гор рассматриваемой категории является факт
«неполного набора» горных стадиальных конечных морен
за счет выпадения наиболее низких. Конечные морены
материкового и предгорного оледенений не являются,
как это будет видно ниже, полными аналогами горных
морен, и их число может не соответствовать числу недо-
стающих горных морен. Наконец, в том случае, когда
и в наше время снеговая линия располагается на уровне
моря, горные конечные морены не наблюдаются.
Таблица 22
Депрессии снеговой линии и депрессии концов ледников
по стадиям горного оледенения
Стадии гор- ного оледе- нения Средние депрессии снеговой ли- нии, м Число вели- чин Среднее квадратичное отклонение, м (%) Средние депрессии концов лед- ников, м Число вели- чин Среднее квадратичное отклонение, М (%)
VII 60 12 12.6 (21) 96 14 54 (56.2)
VI 130-140 13 31 (23) 280 14 91 (32.5)
V 240—250 12 45 (18) 410 14 128(31.2)
IV 370—380 13 31 (8.3) 625 14 110 (17.6)
III - 550 13 52(9.4) 870 14 144 (16.5)
II Около 700 12 64(9.1) 1110 14 180(16.2)
I » 900 12 85(9.5) 1450 13 220 (15.2)
Мах » 1100 И 96(8.7) 1740 12 210(12.1)
Как правило, высотный интервал, разделяющий две
соседние конечные морены, в нижней половине ряда
больше, чем в его верхней половине. Особенно заметна
высотная сближенность трех наиболее молодых (т. е. наи-
более высоких) конечных морен.
Полевые исследования свидетельствуют, что существует
только два определенно очерченных ранга конечноморен-
ных образований — стадиальные морены, о которых мы
уже говорили, и внутристадиальные морены, в значитель-
ной степени уступающие первым по размерам. Сами по
103
себе внутристадиальные морены не проявляются, а встре-
чаются только в связи со стадиальными моренами. Пер-
вые как бы являются комплексом из нескольких внутри-
стадиальных морен. Обычно одна стадиальная морена
состоит из 3—5 внутристадиальных. Только для современ-
ных морен характерно большее число внутристадиаль-
ных морен — до 7—9.
В отдельных случаях как будто проявляются еще ко-
нечноморенные образования промежуточного ранга, од-
нако их ни в какой мере нельзя считать образованиями
типичными, встречающимися в различных горных стра-
нах.
3. В результате подсчета депрессий снеговой линии
по эмпирической формуле Варданянца, выполненного нами
для ряда горных стран Советского Союза и Гималаев,
выявлена принципиальная однозначность рядов стадиаль-
ных депрессий снеговой линии. Наиболее надежные ряды
стадиальных депрессий снеговой линии получены для
Кавказа, Киргизского, Кунгей-, Терскей- и Джунгар-
ского Алатау, Алтая, Восточного Саяна, Кодара, Средин-
ного хребта и Гималаев (район горы Нанга-Парбат).
Для всех названных горных сооружений были подсчитаны
средние значения стадиальных депрессий снеговой линии
и вычислены средние квадратичные отклонения (табл. 22).
Как видно, получены в общем удовлетворительные ре-
зультаты. Для нижних пяти стадий средняя квадратич-
ная ошибка не превышает 10%; для верхних трех она,
главным образом за счет округления, достигав ’ 20%
(левая половина таблицы).
Формально распространить выводы этой таблицы на
весь мир мы не имеем права, однако принципиальное
высотное подобие рядов стадиальных конечных морен
в большинстве горных сооружений земного шара позво-
ляет думать, что ряд стадиальных депрессий снеговой
линии, приведенный в табл. 22, имеет планетарное зна-
чение.2
4. Приведенные данные о стадиальном характере рас-
пада горных ледников последнего оледенения и о высот-
2 В этом отношении очень характерные сведения приводятся
в докладе М. Г. Гросвальда и Л. П. Черновой. По их вычислениям,
депрессия верхнеплейстоценовой границы питания на Шпицбергене
не могла быть меньшей, чем в Скандинавии и Альпах, и достигала
минимум 1000—1200 м (личное сообщение).
104
ных закономерностях распространения конечных морен
в различных горных системах сами по себе говорят за то,
что мы имеем дело с вполне закономерным ритмическим
процессом, проявляющимся в определенных простран-
ственно-высотных и хронологических рамках.
В связи с этим с чисто морфологических позиций нам
кажется допустимым связать стадиальность горного оле-
денения с 1850-летними ритмами общей увлажненности
Шнитникова. Как мы увидим ниже, это допущение вполне
оправдано также по соображениям хронологического и тео-
ретического порядка.
При таком допущении стадиальные проявления гор-
ного оледенения получают вполне определенные хроно-
логические рамки. Пользуясь теоретическими датировками
стадий сокращения горных ледников, полученными
А. В. Шнитниковым и в дальнейшем частично подтвер-
жденными нами (Максимов, 1966ж), можно построить
для всех рассмотренных горных систем кривые дегляциа-
ции, связывающие высоты подножий стадиальных конеч-
ных морен с ритмами увлажненности или оледенения
(рис. 7, 8, 9, И, 12 и 15).
Кривые дегляциации показывают только общий ха-
рактер распада оледенения и его стадиальность. Воз-
вратно-поступательная изменчивость горного оледене-
ния на- них фактически не видна.
Построены кривые дегляциации горных систем, рас-
положенных как на территории СССР, так и за его преде-
лами, пр единому плану, несмотря на значительную ин-
дивидуальность отдельных из них. Большинство кривых
имеет экспоненциальный (параболический) или близкий
к нему характер, некоторые приближаются к прямым,
другие имеют более сложные очертания.
Проводить какой-либо анализ по этим кривым трудно
из-за сильно выраженных их индивидуальных черт, опре-
деляемых географической широтой, на которой лежит
данная горная страна, особенностями строения и экспо-
зиции каждой горной системы и некоторыми другими ча-
стными причинами. В связи с этим возникла мысль по-
строить типовую кривую дегляциации горных систем пу-
тем осреднения высот расположения подножий морен
каждой стадии, выраженных посредством депрессий кон-
цов ледников относительно их современного положения.
Такое обобщение кривых дегляциации следует проводить
105
с известной осторожностью, чтобы по возможности избе-
жать искажающего воздействия тех горных систем, в ко-
торых характер стадиального распада ледников сугубо
индивидуализирован или по тем или иным причинам
5,4
Стадии оледенения, л.н
Рис. 17. Типовые кривые дегляциации различных
горных сооружений.
Горы: 1 — СССР; 2 — зарубежных стран; .? — Камчатки,
Сунтар-Хаята и Путорана; 4 — Полярного и Припо-
лярного Урала.
кажется незакономерным. На территории СССР к числу
таких горных систем относятся прежде всего Полярный
и Приполярный Урал, обладающие поразительно малым
высотным диапазоном древнего оледенения, а также Па-
миро-Алай, несомненно испытавший новейшее поднятие
исключительного размаха. Из расчета должны быть также
исключены стадиальные системы Камчатки, показываю-
106
щие значительно меньший диапазон древнего оледенения,
чем большинство горных систем страны.
Таким образом, типовые кривые дегляциации гор СССР
(рис. 17, 1) построены по стадиальным системам Кавказа,
Тянь-Шаня, Джунгарского Алатау, Южного Алтая, Вос-
точного Саяна и Кодара. Для гор Камчатки, Путорана,
а также Урала построены свои типовые кривые (рис. 17,
3 и 4).
Возникает вопрос, имеем ли мы право чисто статисти-
чески осреднять депрессии ледников одной стадии в раз-
ных горных системах. Может быть, никакой закономер-
ности в высотном распределении стадиальных морен нет
вообще? Во-первых, чисто визуально видно, что тенден-
ция к такой закономерности есть. Во-вторых, вычисление
средних квадратичных отклонений для каждой стадии
(табл. 22) убеждает нас в том, что такая закономерность
в самом общем виде существует. Цифры, приведенные
в таблице, очень показательны. Для пяти нижних стадий
(от максимальной до IV включительно) средняя квадра-
тичная ошибка умеренна. Для трех верхних стадий она
высока или даже недопустима высока (VII стадия). Очень
характерно, что слабо проявляется закономерное нара-
стание среднего квадратичного отклонения — оно уве-
личивается (почти в два раза) скачком после IV стадии.
Увеличение среднего квадратичного отклонения от ниж-
них стадий к верхним, по-видимому, может быть объяс-
нено прежде всего возрастанием индивидуализации гор-
ного оледенения. Скачкообразное же возрастание сред-
него квадратичного отклонения после IV стадии отражает
какой-то иной процесс, резко нарушивший закономерный
ход дегляциации горных сооружений. Как будет показано
ниже, это может быть связано с активизацией процессов
новейшей тектоники, начавшейся после IV стадии оледе-
нения.
В общем виде типовая кривая свидетельствует о строго
закономерном характере распада ледников последнего
оледенения; кривизна ее очень невелика. В теоретиче-
ском отношении форма типовой кривой играет исключи-
тельно важную роль. Характерно, что ее можно изобра-
зить двумя пересекающимися прямыми линиями: одной,
проходящей через пять нижних точек, и второй, проходя-
щей через четыре верхние точки. Прирост высоты на один
стадиальный ритм (1850 лет) по нижней прямой составляет
107
290 м, а по верхней — 170 м. Соотношения стадиальных
приростов высоты положения для нижних и верхних
морен, близкие к 2 (точнее 1.7), имеют, как мы увидим
ниже, важнейшие палеогеографические последствия.
Типовые кривые дегляциации Камчатки и Путорана
(рис. 17, 3) и Полярного и Приполярного Урала (рис. 17,
4) очень слабо обеспечены данными, поэтому базировать
на них какие-либо выводы было бы преждевременным.
Вместе с тем создается впечатление, что типовая кривая
1 характеризует процессы дегляциации только в конти-
нентальных горных системах умеренных и субтропиче-
ских широт СССР. В условиях полярного и муссонного
климата (кривые 3 и 4) облик кривых дегляциации, глав-
ным образом за счет уменьшения высотного диапазона
оледенения, заметно меняется. Однако основное соотно-
шение верхних и нижних частей кривых остается почти
таким же.
Для зарубежных стран типовая кривая дегляциации
была построена по всем имеющимся в нашем распоряже-
нии материалам, включающим данные о стадиальности
оледенения гор Европы, Азии, Африки, Северной и Юж-
ной Америки (рис. 17, 2). Единственное упрощение, ко-
торое было допущено при построении, сводилось к тому,
что депрессия ледников во время VII стадии была принята
постоянной и равной 100 м. Это было обусловлено труд-
ностью нахождения высот современных концов ледников
в каждом конкретном случае. Кривая дегляциации гор
зарубежных стран (2) оказалась очень сходной с кривой
дегляциации гор СССР (7). Фактически речь идет не о сход-
ности этих кривых, а об их почти полной тождественности.
Поэтому типовую кривую дегляциации гор СССР (рис. 17,7),
построенную по данным о горных сооружениях умерен-
ных континентальных широт, можно рассматривать как
общепланетарную. Соответственно все закономерности,
установленные нами по кривой дегляциации гор СССР,
могут быть распространены на горные системы всего мира.
Важнейшее соотношение приростов высоты на один ста-
диальный ритм в нижней и верхней частях кривой гор
зарубежных стран (2) составляет 300 и 170 м, т. е. почти
в точности равно такому же соотношению, установлен-
ному для горных систем СССР.
Мы не располагаем достаточными материалами для
сколько-нибудь надежного районирования поверхности
108
суши с точки зрения диапазона древнего оледенения.
Однако некоторые региональные различия уже можно
наметить. В одну группу могут быть объединены кривые
дегляциации гор Африки, Южной Азии, Океании и от-
части Южной Америки. В среднем диапазон древнего
оледенения в этих районах достигает 2200—2300 м. Более
или менее одинаковыми параметрами дегляциации обла-
дают горные сооружения зарубежной Европы и Западной
Азии (включая Кавказ). В целом диапазон оледенения
в этих районах меньше среднего планетарного — он ра-
вен только 1400 м. Еще меньше диапазон древнего оле-
денения в полярных и приполярных странах. По всей
видимости в большинстве случаев он не превышает 1000 м.
В некоторых случаях, как например на Полярном и При-
полярном Урале, он едва достигает 600 м.
Кривые большей части остальных горных систем Со-
ветского Союза и зарубежных стран близки к общеплане-
тарной кривой дегляциации.
Планетарные тенденции в распределении рядов де-
гляциации в настоящий момент могут быть сформулиро-
ваны только в самых общих чертах.
а) Существует несомненная широтнозональная за-
кономерность в расположении рядов дегляциации. Наи-
более высокое положение занимают ряды горных стран,
лежащих в экваториальных и тропических широтах. Лед-
ники максимальной стадии оканчивались здесь на высо-
тах 2000—3000 м. Ряды дегляциации гор умеренных и
и субтропических широт значительно снижены. Концы
ледников максимальной стадии лежали здесь в интервале
высот 2000—600 м. Наиболее низкое положение занимают
ряды дегляциации горных систем северной половины зоны
умеренных широт и субарктической зоны. Концы ледников
максимальной стадии (а иногда и более поздних) в боль-
шинстве случаев спускались в этих широтах в море или
оканчивались в высотном интервале 0—600 м.
б) Вертикальный диапазон древнего оледенения наи-
более значителен в экваториальных и тропических странах;
наименьшие его значения приурочены к полярным и арк-
тическим странам.
в) В странах с умеренным влажным климатом верти-
кальный диапазон древнего оледенения заметно меньше
(а не больше!), чем в странах с континентальным климатом.
109
г) В отдельных горных системах (Памир, Центральный
Тянь-Шань, горы Сангре-де-Кристо в Северной Америке
и Сьерра-Невада-де-Кокуй в Южной Америке) наблюда-
ется резкое отклонение кривых дегляциации от типовых
кривых, характерных для данных областей. Это может
быть объяснено только воздействием какого-то сильно
проявляющегося возмущения, по-видимому, имеющего
тектонический характер.
5. Единство дегляциации горных стран далеко выхо-
дит за рамки, так сказать, принципиального и прибли-
жается к единству, выражаемому точными методами.
При статистической обработке материала различные от-
клонения от единого плана динамики ледников, обуслов-
ленные региональными и чисто физико-геогрфическими
признаками, уходят на задний план и, напротив, высту-
пают общие, в известном смысле универсальные черты
их динамики, свойственные почти всем ледникам земного
шара. В частности, не находит подтверждения мысль
о том, что депрессия снеговой границы в горных системах
с влажным морским климатом была больше, чем в горах
с резко континентальным сухим климатом. Имеются опре-
деленные основания говорить о том, что депрессия сне-
говой линии, отвечающая последнему оледенению, в гор-
ных системах с различными климатическими условиями
была более или менее равновеликой. Между прочим это
можно понять, если обратиться к формуле Варданянца
Оставив без внимания отношение площадей Р/Р^
можно заметить, что сумма, заключенная в скобках,
имеет тенденцию к выравниванию. Дело в том, что отри-
цательная разность оледенения (Я) в горах с влажным
морским климатом значительно больше, чем в горах
с континентальным сухим климатом; депрессия концов
ледников (А), напротив, в горах с морским климатом
меньше, чем в горах с континентальным климатом.
В связи с этим мы предполагаем, что при равенстве
депрессий снеговой линии депрессия концов ледников
в континентальных горах была значительно большей, чем
в горах с морским климатом. В этом плане становится
понятным, почему депрессия концов ледников в Тянь-
Шане была заметно большей, чем в горах зарубежной
110
Европы. В целом региональные различия в депрессиях
концов ледников были не слишком велики, особенно по
сравнению с их зональными различиями.
Равновеликое опускание снеговой линии в плейсто-
цене в различных горных сооружениях было замечено
давно. Параллельное расположение древней и современ-
ной снеговой линии впервые установил Ф. Клюте (Klute,
1937). Против этого тезиса выступил К. К. Марков (1937,
1961 и др.). По его мнению, расхождения между совре-
менной и древней снеговой линиями меньше в областях
континентального климата и больше в областях морского
климата.
Материалы, собранные нами, в большей степени сви-
детельствуют о правильности выводов Ф. Клюте о парал-
лельности современной и древней снеговой линии. Опу-
скание концов ледников было наибольшим не в условиях
влажного морского климата, а в условиях сухового кон-
тинентального климата. По всей видимости, общий размах
климатических колебаний в плейстоцене был более резким
именно в условиях сухого континентального климата, а не
в условиях влажного морского. Недоучет К. К. Марковым
этого положения, на наш взгляд, объясняется тем, что
свои построения К. К. Марков основывал прежде всего
на памирском материале. Однако необычно малые депрес-
сии снеговой линии на Памире связаны не с особенностями
климата этой территории, а с новейшими, исключитель-
ными по своему размаху тектоническими воздыманиями
(Максимов, 1969а).
6. В большинстве горных долин, где проводилось изу-
чение стадиального распада горных ледников, обнаружи-
валась связь стадиальных конечных морен с аккумулятив-
ными (иногда денудационными) зандрово-аллювиаль-
ными террасами. Об этом пишут многие отечественные
и зарубежные исследователи.
В некоторых случаях по числу аккумулятивных тер-
рас удается даже восстановить общее число ритмов оле-
денения. В качестве примера можно назвать долину
р. Пскем, в которой X. Ш. Шапенов (1967) закартировал
19 террасовых поверхностей, относящихся к четырем
эрозионно-аккумулятивным циклам, по всей видимости,
связанным с четырьмя эпохами оледенений. Наиболее
молодой сырдарьинский цикл включает семь нижних тер-
рас. Однако сопоставление сырдарьинских террас Пскема
111
(материалы X. Ш. Шапенова) с террасами Чирчика (дан-
ные Ю. А. Скворцова) свидетельствует, что общее число
террас должно быть равно восьми, а не семи (табл. 23).
Таблица 23
Высота террас в долинах Чирчика, Пскема и Каракола
Таласского, а также средние высоты и средние превышения
террас в горноледниковых районах СССР, м
Стадии горного оледене- ния Чирчик Пскем Каракол Таласский Средняя высота террас Среднее превыше- ние террас
VII 0.2 0.5—1.0 (1) 1.0 1.0
VI ? 2.5-3.0 2 2.5 1.5
V 10—12 7—10 10 5.0 2.5
IV 15-17 15-17 16 9.0 4.0
III 20—25 ? 20-25 15.0 6.0
II 35—45 30—40* 35-45 26.0 11.0
I 50—55 50-60 50-60 45.0 19.0
Мах ? 70-75 70-75 70.0 25.0
Из приведенных данных видно, что у Ю. А. Скворцова
пропущена терраса высотой в 70—75 м, а у X. Ш. Шапе-
нова — терраса высотой в 20—25 м. Абсолютный возраст
карабулакской террасы (30—40 м), отмеченной в таблице
звездочкой, равен 9—10 тыс. лет (Шапенов, 1967, стр. 16),
Таблица 24
Хронология стадий горного оледенения
Стадии горного оледенения согласно А. В. Шнитникову Хронология стадий горного оледенения, полученная радиоугле- родным и другими новейшими методами, л. н.
обозначе- ние альпийская терминология хронология, л. н.
VII Фернау 300-100 300-100
VI Эгезен Около 2000 2500-2400
V Даун 3900 Около 4000
IV Гшнитц 5700 6000—7000
III Бюль 7700—7600 8000-7000
II Аммерзее 9400-9300 Около 10 000
I Шлирен И 200—11 100 » 12 000
Мах Вюрм 13 100 Более 13 000
112
что почти в точности совпадает с возрастом конечных мо-
рен II стадии (табл. 24). Интересно также заметить, что
стадиальные террасы Чирчика и Пскема по высоте и числу
почти точно отвечают террасам Каракола Таласского
(Максимов, 1966в).
Реально бывает трудно проследить связь всех восьми
конечных морен с террасами. Обычно эта связь очевидна
Рис. 18. Связь средних высот (7)
и средних превышений (2) террас
с ритмами горного оледенения.
только для некоторых из них. Однако в большинстве слу-
чаев ниже максимальной морены вюрма в долинах можно
выявить все стадиальные террасы. Их число обычно сов-
падает с числом вышележащих морен.
В табл. 23 приведены средние высоты и средние пре-
вышения террас в горноледниковых районах СССР, вы-
численные по всем ранее упоминавшимся террасовым
рядам. Мы связали средние высоты и средние превыше-
ния террас с ритмами оледенения (рис. 18). В отличие от
типовых кривых дегляциации их не удается разложить
на два сопряженных отрезка прямых.
Несомненно имеющиеся в нашем распоряжении дан-
ные слишком скудны и случайны, чтобы делать какие-либо
8 Е. В. Максимов ИЗ
далеко идущие выводы. Пока определенно можно говорить
только о принципиальной связи высот и превышений тер-
рас с ритмами оледенения.
7. Морфологический анализ следов распада горных
ледников и их последующая морфометрическая интерпре-
тация позволяют совершенно уверенно говорить о суще-
ствовании трех основных процессов, регулирующих ди-
намику горного оледенения.
а) Процесса, заключающегося в направленной из-
менчивости горного оледенения на протяжении всего
голоцена и определившего общий подъем концов ледников
в среднем на 1710 м на всем земном шаре. В речных до-
линах он выражается в последовательном врезании рек
на протяжении всего послеледникового времени. Чрез-
вычайно важным обстоятельством является изменение
темпа сокращения оледенения по ходу этого процесса.
После формирования конечных морен IV стадии повыше-
ние концов ледников, приходящееся на один стадиальный
ритм, уменьшилось почти в два раза. Характерно, что
переход от высокого темпа сокращения ледников к низ-
кому происходил не плавно, а скачком, который имел
место в хронологическом интервале, близком (или сов-
падающем) к формированию конечных морен IV стадии.
Этот процесс можно именовать макропроцессом.
б) Процесса, проявляющегося в возвратно-поступа-
тельной динамике горного оледенения на общем фоне его
сокращения. Морфологически этот процесс регистрируется
в виде задержек общего отступания ледников, сопровожда-
ющихся образованием конечных морен. Возвратно-по-
ступательная динамика ледников маскируется результи-
рующим процессом. Со времени максимума оледенения
вплоть до наших дней горное оледенение прошло через
7 полных ритмов. В речных долинах эта ритмика про-
является в формировании террасовых уровней, фикси-
рующих задержки на общем фоне врезания рек. Этот
процесс можно именовать мезопроцессом.
в) Процесса, выражающегося в возвратно-поступатель-
ной динамике горного оледенения во время формирования
стадиальных конечных морен, определяемого мезопроцес-
сом. В большинстве случаев ледники за время формиро-
вания стадиальных конечных морен успевают пройти
через 3—5 микроритмов, маркированных малыми мо-
114
ренами. В речных долинах Мйкропроцесс вообще факти-
чески не регистрируется.
Морфологически ведущим является мезопроцесс, фор-
мирующий стадиальные конечные морены и речные тер-
расы. Макропроцесс морфологически выражается только
через мезопроцесс. Об этом, в частности, свидетельствует
отсутствие специфических конечных морен, сформирован-
ных только макропроцессом; максимальные конечные мо-
рены последнего оледенения созданы мезопроцессом. Мак-
ропроцесс направляет ход мезопроцесса и в значительной
степени регулирует его морфологические проявления.
Микропроцесс играет лишь подчиненную роль.
8. В различных горных системах СССР совершенно
определенно заметны признаки единообразия как в числе
плечей трогов, так и в их высотном заложении. В доста-
точно глубоко расчлененных горных системах, как пра-
вило, фиксируются системы из четырех вложенных один
в другой трогов. Следы наиболее высокого трога в зна-
чительной степени разрушены, поэтому он регистрируется
далеко не во всех долинах. Кроме того, при умеренной
расчлененности рельефа ледники наиболее ранних (од-
ного или двух) оледенений могли носить не горнодолин-
ный, а покровный характер. В этих условиях троги не
вырабатывались совсем. Плечи трогов предпоследнего оле-
денения обычно подняты над днищами трогов последнего
ледниковья на высоту 200—300 м. Для двух наиболее ран-
них оледенений эти величины соответственно равны 500
и 700 м.
Фиксация четырех уровней (считая нулевой или
близкий к нему) является совершенно определенным пра-
вилом для большинства горных стран Советского Союза.
Поэтому мы с полной уверенностью говорим о существо-
вании ритмических проявлений оледенений, чередую-
щихся с эпохами размыва и врезания рек. Учитывая,
что аналогичная картина наблюдается в Альпах, а также
в Кордильерах Северной Америки, можно предположить
планетарный характер этой закономерности.
Что касается гор Советского Союза, то пока нет пол-
ной ясности в том, какое именно из плейстоценовых оле-
денений было максимальным. Очевидно лишь, что во
всяком случае два предшествовавших вюрму оледенения
были более значительными. Судя по Кордильерам и Аль-
8*
115
пам (Gigout, 1969), максимальным было предпредпоследнее
оледенение (сидар-ридж = шервин = миндель).
9. Материалы по хронологии стадий оледенения в го-
рах земного шара отрывочны и иногда противоречивы.
Рис. 19. Колебания горных ледников и уровня Мирового
океана.
Наступания ледников: * — Антарктиды; 4--Земли Франца-Иосифа;
о — Шпицбергена; \/ — Гренландии (и распространение шельфов).
Римскими цифрами обозначены ритмы оледенения. Большой стрелкой
показана кульминация климатического оптимума.
Следует со всей определенностью сказать, что на совре-
менном уровне знаний еще невозможно со всей катего-
ричностью решить вопрос о том, синхронно ли колеблются
ледники в разных горных системах Земли. Однако даже
116
попытка решить этот вопрос представляет значительный
интерес. Для этой цели мы все сведения, касающиеся хро-
нологии горных ледников, нанесли на частотный график
и подвергли его скользящему сглаживанию через 11 ин-
тервалов (т. е. через 1100 лет). В результате был построен
график колебаний горных ледников на протяжении по-
следних 15 000 лет (рис. 19). Кроме того, на график на-
несены стадии наступания ледников Антарктиды, Земли
Франца-Иосифа, Шпицбергена и Гренландии, а также
колебания уровня Мирового океана по Фейрбриджу.
Активизация ледников земного шара в XVI—XIX вв.
(так называемая малая ледниковая эпоха) не подлежит
сомнению. Она проявилась не только на горных ледниках,
но также и на существующих ледяных покровах. Мор-
фологически эта стадия оледенения отвечает современным
конечным моренам, обрамляющим концы почти всех ныне
существующих ледников. Средневековье почти на всем
земном шаре характеризовалось меньшими, чем теперь,
размерами ледников. Не исключено, что ледники один
или два раза активизировались во второй половине пер-
вого тысячелетия н. э. и в первой половине второго тысяче-
летия. Однако по всем данным эти стадии оледенения
носили подчиненный характер и в целом не нарушали в об-
щем низкого фона гляциальной активности, существовав-
шего в средневековье.
Благоприятные условия для оледенения существовали
примерно 2500—2400 л. н. Именно в тот период имело
место повсеместное расширение ледников, а в некоторых
горных системах происходило и возрождение ледников,
ранее исчезнувших. Эта стадия оледенения также отчет-
ливо проявилась и на существующих ледниковых по-
кровах.
Не менее четко регистрируется наступание горных и
и покровных ледников около 4000 л. н. Менее ясна кар-
тина состояния оледенения 6000—5000 л. н. Дело в том,
что наряду с активизацией горного оледенения, имевшей
место в то время, на тот период приходится кульминация
климатического оптимума голоцена. Несомненно прояви-
лись стадии оледенения примерно 8000—7000 и около
10 000 л. н. Также, очевидно, имела место стадия горного
оледенения около 12 000 л. н. Что касается максималь-
ного распространения горного оледенения земного шара,
то хронологически определенной картины на этот счет
117
нет. Можно только утверждать, что максимума горные
ледники достигали в интервале времени между 15 000
и 13 000 л. н. Во многих горных системах во время мак-
симального распространения ледники выходили в пред-
горья. Как мы увидим ниже (глава VI), это нарушило
хронологические и стадиальные закономерности распада
горного оледенения.
В табл. 24 сопоставлена абсолютная хронология ста-
дий горного оледенения, полученная нами,3 с хроноло-
гической шкалой стадий оледенения, теоретически обо-
снованной А. В. Шнитниковым (1957).
Было бы преждевременным утверждать, что получены
исчерпывающие данные, надежно подтверждающие суще-
ствование 1850-летней изменчивости горного оледенения.
Вместе с тем тенденция к такой изменчивости в планетар-
ном аспекте несомненно есть. Полученные хронологиче-
ские рубежи стадий горного оледенения, в общем совпа-
дающие с хронологией стадий оледенения А. В. Шнит-
никова, в сочетании с морфологическим единством, суще-
ствующим при распаде горных ледников, дают, по мнению
автора, право говорить о 1850-летнем ритме горного оледе-
нения как об объективной реальности.
Следы 1850-летней ритмики заметны не только в послед-
нем 13—15-тысячелетнем отрезке времени, но и в более
ранние эпохи. Так, М. Стюйвер (Stuiver, 1964), изучая
отложения оз. Серлс в Калифорнии, датировал один из
плювиалов интервалом времени 33 000—24 000 л. н. В этом
плювиале он обнаружил следы пяти небольших корот-
ких теплых и сухих периодов =1800 лет). Характерно,
что если при распаде оледенения мы говорим о корот-
ких холодных и влажных интервалах, то во время рас-
пространения оледенения речь идет о коротких теплых
и сухих интервалах. Это может быть понятно только
в плане зеркальности всего процесса проявления 1850-
летнего ритма, о чем подробнее будет сказано в главе V.
10. Несмотря на некоторую неопределенность хроно-
логического положения максимума горного оледенения,
можно с полной уверенностью говорить о том, что в общем
случае максимум горного оледенения не совпадает с мак-
3 Приведенная в табл. 24 хронологическая шкала стадий гор-
ного оледенения почти тождественна ранее опубликованной (Макси-
мов, 1966ж).
118
симальным распространением европейского и американ-
ского ледяных покровов, которое обычно относится к
к 20 000-18 000 л. н.4
Не удалось обнаружить прямого соответствия стадий
горного оледенения и понижений уровня Мирового океана
(Фейрбридж, 1966). В общем это не вызывает удивле-
ния, так как изменчивость горных ледников вряд ли может
заметно влиять на уровень Мирового океана. Как будет
показано ниже, колебания уровня Мирового океана не-
посредственно связаны со стадиями покровного оледе-
нения.
В последнее время появилась возможность довольно
точно датировать кульминацию климатического оптимума
голоцена (или атлантического периода; рис. 19).5 Да-
тировки климатического оптимума голоцена почти во
всем мире настолько мало отличаются друг от друга,
что фактически можно говорить о полной планетарной
синхронности его проявления. Кульминация климатиче-
ского оптимума имела место 6000—5000 л. н. или в сред-
нем 5500 л. н.
Теперь мы в состоянии сделать один важный с палео-
географической точки зрения вывод. Речь идет о парадок-
сальном совпадении во времени IV стадии горного оледе-
нения (т. е. активизации горного оледенения) с климати-
ческим оптимумом голоцена.
Весь изложенный материал позволяет высказать пред-
положение о том, что на земном шаре в позднем плейсто-
цене-голоцене проявлялись две как будто независимые
одна от другой тенденции в изменении климата. Одна
тенденция определяла направленно ритмическое сокраще-
ние горного оледенения — от своего максимального раз-
вития, имевшего место более 13 000 л. н., горные ледники
неуклонно сокращались. На общем фоне сокращения лед-
4 Первое конкретное указание на этот факт содержится в работе
А. Сталкера (Stalker, 1969). Он приходит к выводу, что в канадских
Скалистых горах много позже окончательной деградации лаврен-
тийского ледника, имевшей место примерно 15 000 л. н., горнодо-
линные ледники могли спускаться далеко вниз, достигая западной
окраины равнинных и холмистых территорий.
5 Хронологическое положение климатического оптимума опре-
делено теперь для европейской части СССР, Сибири, зарубежной
Европы, Шпицбергена и Ян-Майена, зарубежной Азии, США и
Аляски, Австралии и Новой Зеландии, Африки, Южной Америки
и Мирового океана.
119
ников примерно каждые 1850 лет происходили стадиаль-
ные подвижки ледников, сопровождавшиеся образова-
нием конечных морен. Существующие ныне ледниковые
покровы во всяком случае на протяжении последних
8000—7000 лет в своей динамике следовали за горными
ледниками. Вторая тенденция определяла распад древнего
покровного оледенения. От своего максимума, имевшего
место 20 000—18 000 л. н., покровные ледники неуклонно
сокращались. Резкое потепление климата 11 000 л. н.
вызвало быстрый распад покровного оледенения.6 После
разрушения покровов 6000—5000 л. н. наступил клима-
тический оптимум, характеризовавшийся наиболее теплым
климатом за все послеледниковое время. После климати-
ческого оптимума вновь началось похолодание. Мировой
океан, как мы увидим ниже, чутко реагировал на измен-
чивость древних ледниковых покровов. После их распада
(примерно 6000 л. н.) уровень океана более или менее
стабилизовался.
Итак, максимум горного оледенения был по крайней
мере на 6000 лет позже максимума покровного оледене-
ния; во время климатического оптимума голоцена гор-
ные ледники не только не сокращались, но даже разра-
стались; после климатического оптимума, несмотря на
общее похолодание климата, горные ледники продол-
жали сокращаться.
Резкое несоответствие в развитии горного и древнего
покровного оледенений, а также горного оледенения
и общих тенденций изменения климата в послеледниковье,
по всей видимости, является важнейшей чертой палео-
географии плейстоцена.
Глава V- ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ДИНАМИКИ
ГОРНОГО ОЛЕДЕНЕНИЯ
Изучение конечных морен горных ледников дает
возможность сделать некоторые теоретические обобщения,
касающиеся динамики горнодолинного оледенения. Этого
6 Значительное число исследователей (Broecker, 1959; Terasme,
1961; Ericson, Ewing, Wollin, Heezen, 1961; Ewing, Donn, 1961;
Фейрбридж, 1966; Дж. Каррей в кн.: Четвертичный период США,
1968, и др.) считают, что резкое потепление в различных районах
земного шара имело место 11 000 л. н.
120
вопроса мы подробно касались в главе IV. Напомним
сейчас, что к числу наиболее важных особенностей дина-
мики горных ледников относятся: а) направленный характер
динамики горного оледенения в голоцене, проявляющийся
в его общепланетарном распаде, б) стадиальный харак-
тер сокращения ледников, морфометрически и хроноло-
гически единый в разных горных системах и проявляю-
щийся в их возвратно-поступательной динамике, и
в) скачкообразное уменьшение темпа сокращения горного
оледенения после его IV стадии.
Все эти положения чрезвычайно важны. Однако хотя
они и необходимы, но недостаточны для построения еди-
ной теоретической схемы динамики горного оледенения.
Дело в том, что ледники, откладывая конечные морены,
регистрируют только завершение определенного ритма
своего развития. Какова же динамика ледников на протя-
жении самого ритма или между двумя смежными рит-
мами, мы можем только догадываться или в лучшем слу-
чае судить по некоторым косвенным показателям. В еще
большей степени это относится к прогрессивной фазе 1
оледенения, так как следы деятельности наступавших
ледников в значительной степени разрушены самими
наступавшими ледниками или замаскированы следами
последующего распада ледников. Иными словами, конеч-
ных морен стадий наступания горных ледников не со-
хранилось совсем.
В поисках надежных критериев для реконструкции
динамики горных ледников в прогрессивную фазу, а также
в межстадиальные промежутки регрессивной фазы мы об-
ратились к карам. О карах воообще и об их связи со
снеговой линией в частности мы уже подробно говорили
в главе I. Отметим сейчас лишь одно исключительно важ-
ное преимущество каров перед конечными моренами.
Как известно, и те и другие формируются в момент ста-
билизации снеговой линии. Однако в случае последую-
щей активизации оледенения конечные морены будут
сметены наступающими ледниками, кары же, законсер-
вированные льдом, останутся. Именно поэтому кары
являются свидетелями не только стадий отступания лед-
ников, но и стадий их наступания. Подробно о ярусном
1 Термин «прогрессивная фаза» следует понимать как синоним
термина «трансгрессивная фаза», употребляемого А. В. Шнитнико-
вым применительно к оледенениям.
121
или стадиальном заложении каров мы писали раньше
(Максимов, 1968в). Сейчас остановимся только на самом
главном.
Метод
Для выявления ярусного заложения каров в горах
был разработан специальный метод (Максимов, 1968в),
сущность которого сводится к следующему.
1. На крупномасштабных картах хребта опознавались
все кары и цирки. Положение днища кара определя-
лось по каровому озеру или по разрядке горизонталей.
С точностью до 10 м (реже до 20—25 м) определялась вы-
сота расположения днища. В расчет принимались только те
кары и цирки, которые на вызывали сомнений своими очер-
таниями и точностью определения высоты днищ.2
2. Высоты расположения каров, законсервирован-
ных ледниками, во всех случаях уменьшались на 100 м.
Такое допущение, принципиально не искажая картины,
лишь приближало высоту заложения каров к реальным
значениям.
3. Снятые указанным способом высоты положения
каров наносились на частотный график распределения
высот заложения каров. На этом графике по горизонтали
откладывалась высота заложения каров, а по вертикали
их повторяемость.
4. По данным частотного графика составлялся воз-
растающий ряд, в котором против каждого целого десятка
метров высоты (при точности определения высоты по-
ложения днищ каров до 10 м) выписывалось число прихо-
дящихся на него каров.
5. Производилось скользящее сглаживание получен-
ного ряда через 5 интервалов (т. е. через 40 м). При мень-
шей точности снятия высот заложения каров (например,
до 25—25 м) проводилось сглаживание через 3, а иногда
и через 2 интервала. При выборе интервала сглаживания
мы исходили из того, чтобы, с одной стороны, устранить
возможные случайные ошибки, возникшие при определе-
нии высоты заложения днищ каров, а с другой — выявить
общие закономерности их высотного распределения.
2 В дальнейшем, употребляя термин «кары», мы будем иметь
в виду как кары, так и цирки.
122
Рис. 20. Сводный каровый график.
Сплошная линия — ао надежным уровням; штриховая — по всем уровням; зачернены принятые уровни.
6. В итоге строился график изменчивости высот за-
ложения каровых ниш (каровый график).
7. Для всех выявившихся на каровом графике пиков
определялась депрессия снеговой линии относительно
ее современного осредненного положения.3
При помощи описанного метода были обработаны
высоты заложения каров, снятые с карт ряда горных стран
(Киргизской и Джунгарский Алатау, Алайский хребет,
Памир, Кавказ, Альпы, Алтай, Восточный Саян, Кодар,
Сунтар-Хаята, Срединный хребет, Скандинавские горы,
хребет Брукса). Всего было использовано более 2700 ка-
ров.4
Депрессии снеговой линии, вычисленные по всем каро-
вым уровням всех названных горных стран, снова были
нанесены на частотный график (с учетом их статистического
веса) и снова сглажены через 5 интервалов. В результате
был получен сводный каровый график (в депрессиях
снеговой линии), отражающий наиболее общие черты вы-
сотного распределения каров в горах по отношению к со-
временной снеговой линии (рис. 20).
Ярусность каров
Каровые графики отдельных горных стран принципи-
ально однообразны. Фактически это волновые гра-
фики, на которых пики и провалы между ними череду-
ются почти с математической последовательностью. Пики
показывают резкое возрастание числа каров на опреде-
ленных высотах, провалы — уменьшение числа каров.
Интервалы между двумя смежными пиками с удивитель-
ной настойчивостью стремятся к 90—110 м.
Анализ каровых графиков названных горных стран
позволяет сделать ряд существенных выводов.
1. Ярусное заложение каровых ниш в горах незави-
симо от их экспозиции или экспозиции склонов хребта
является наиболее общей универсальной закономерностью
высотного распределения каров.
2. От нижнего предела своего распространения, где
встречаются только единичные кары, общее число каров
возрастает до определенного предела, после чего снова
3 Оценку этого метода мы проводим на примере Киргизского
Алатау (Максимов, 1968в).
4 Подробнее об этом см. (Максимов, 1968в).
124
начинает уменьшаться. Очерчивается как бы волновая
зависимость, которую можно именовать макропроцес-
сом. В большинстве случев экстремум этого процесса
приходится примерно на середину всего высотного интер-
вала, в котором распространены кары.
3. На макропроцесс также в виде волновой зависи-
мости накладываются каровые уровни, представленные
на графиках пиками; они отражают мезоритмичность в за-
ложении каровых ниш.
4. Высотный интервал между смежными уровнями
каров близок к 90—110 м и фактически может рассматри-
ваться как постоянная величина.
Каровые уровни и снеговая линия
Обратимся теперь к сводному каровому графику. Этот
график представляет собой статистическое обобщение
данных по ряду горных стран, резко различных между
собой по геологическому строению и истории фор-
мирования. Он является как бы выражением наиболее
общих, присущих всем горным странам закономерностей
высотного заложения каров. Прежде всего следует за-
метить, что принципиально он мало отличается от каровых
графиков отдельных горных стран и тем самым отражает
единый волновой процесс, формирующий каровые уровни.
На сводном графике ниже снеговой линии особенно
отчетливы 12 пиков (зачернены), соответствующих яру-
сам каров. Судя по графику, распад горного оледенения
прошел через 12 стадий. Однако по всем имеющимся
в нашем распоряжении данным, основанным на полевых
исследованиях в горах Советского Союза, а также на свод-
ных материалах, касающихся зарубежных стран, изве-
стно, что распад оледенения прошел через 8 стадий, мар-
кированных конечными моренами и речными террасами
в долинах рек. Для всех 8 стадий, хотя и с большой
степенью приближения, по формуле Варданянца была
вычислена депрессия снеговой линии (табл. 25).
Депрессии четырех наиболее высоких стадий (IV—VII)
совпадают почти идеально. Что касается более низких
стадий (от максимальной до III), то картина оказывается
более сложной. Вместо четырех ранее известных стадий
с графика мы получили восемь стадий, из которых некото-
рые близки к расчетным величинам, а другие, напротив,
125
Таблица 25
Стадиальные депрессии снеговой
линии, м
Стадии горного оледене- ния ДН среднее ДН по Киргиз- скому Алатау ДН со сводного графика
VII 60 60 60
VI 130—140 150 150
V 240—250 230 240
IV 370-380 360 350
450
III 550 520 540
650
II Около 700 720 760
850
I » 900 920 970
1070
Мах » 1100 1100 1160
значительно отклоняются от них. Автоматически ста-
вится вопрос: какая же из этих систем верна? Прошел
распад оледенения через 8 или через 12 стадий? Прежде
чем ответить на него, необходимо остановиться на некото-
рых теоретических положениях.
Как известно, распад горного оледенения понимается
не как однозначный процесс сокращения ледников с вре-
менными остановками в ходе отступания, а как возвратно-
поступательный процесс на общем фоне сокращения
ледников (Шнитников, 1957). В применении к конкретному
леднику это можно понять так. Темп сокращения ледника,
скажем, стадии I будет постепенно уменьшаться. На
каком-то этапе отступание ледника прекратится, его край
стаблизируется и начнется образование конечной морены
(морена стадии Па). Затем ледник начнет наступать. Темп
наступания, высокий в начале, будет постепенно умень-
шаться. В какой-то момент ледник стабилизируется и начнет
откладывать конечную морену (морена стадии Пб). С на-
чалом нового отступания ледника ритм завершится. Итак, во
время одной стадии (в данном случае II) ледник дважды
отлагал конечные морены. В реальных условиях мы
никогда этих двух морен не найдем, так как наступающий
ледник упрется в морену стадии Па и будет продвигать
ее в качестве морены напора вплоть до морены Пб, где
126
и отложит одну объединенную морену. Таким образом,
собственно стадиальной является морена Пб, фактически
образовавшаяся из двух морен — нормальной конечной
морены Пб и морены напора Па.5
Совершенно аналогичная картина, видимо, имеет место
и в случае с карами, где стабилизация снеговой линии
формирует каровый уровень. Однако в отличие от морен
промежуточный уровень каров не будет стерт последую-
щим понижением снеговой линии, а законсервируется
льдом. Очевидно, что нижний уровень (Пб) явится стадиаль-
ным, т. е. соответствующим конечной морене, а верхний
(Па) — промежуточным, не имеющим моренного аналога.
Теперь можно утверждать, что общее число каровых
уровней не может соответствовать общему числу последо-
вательно лежащих конечных морен. Такое соответствие
наблюдается только между стадиальными уровнями ка-
ров.
Рассматривая сводный каровый график, можно заме-
тить одну его исключительно важную особенность: в пра-
вой части графика, судя по сопоставлению с расчетными
величинами депрессий снеговой линии (табл. 25), все ка-
ровые уровни являются стадиальными, высотный интер-
вал между которыми близок 100 м; в левой части графика,
напротив, наблюдается чередование стадиальных уров-
ней с промежуточными; при этом высотный интервал
между стадиальными уровнями приближается к 200 м.6
На этом основании можно сделать заключение, что темп
подъема снеговой линии в левой и правой частях графика
неодинаков. В первом случае он равен 200 м, во втором—
100 м. Как видно, получена картина, совершенно анало-
гичная характеру динамики концов ледников, стадиаль-
ный темп подъема которых в нижних частях типовых кри-
вых дегляциации почти в два раза больше, чем в верхних
частях (рис. 17).
Как же можно представить себе общий характер дина-
мики горных ледников? Выражаясь образно, можно ска-
зать, что горные ледники спускаются и поднимаются
6 Если мы говорим о стадиях отступания ледников в регрес-
сивную фазу оледенения, то собственно стадиальной будет морена
с индексом «а». Однако удобнее считать стадиальной морену с ин-
дексом «б», так как она реально существует.
6 Очевидно, наиболее низкий уровень (1160 м) должен отвечать
максимуму оледенения.
127
вверх как бы по лестнице, используя в качестве ступеней
каровые уровни. Отступание ледников, сначала быстрое,
после IV стадии становится медленным. По аналогии
можно предполагать, что наступание ледников, быстрое
в начале, во второй половине снижает свой темп. Иными
словами, процесс распространения и уменьшения лед-
ников обладает определенными признаками зеркально-
синусоидального процесса. Однако, как будет видно
ниже, этот процесс вряд ли можно представлять в виде
правильной синусоиды, как это делает Н. А. Шумилов
(1964, 1965). На него (т. е. на макропроцесс) накладывается
высокочастотный процесс также синусоидального типа
(мезопроцесс), образующий на каровом графике пики,
соответствующие каровым уровням. Последний процесс,
очевидно, связан с 1850-летними ритмами Шнитникова.
Основная трудность чтения карового графика заклю-
чается в том, что мы, зная или предполагая темп со-
кращения ледников в разных четвертях макропроцесса,
фактически имеем дело только с конечным результатом
интерференции обоих процессов. Попытаемся сначала
в общем виде решить вопрос о том, что собственно пред-
ставляет собой макропроцесс. Учитывая известный нам
темп динамики ледников в разных четвертях макропро-
цесса и предполагая его зеркальный характер, можно
сделать следующий вывод: как в прогрессивную, так и
в регрессивную фазы оледенения должно было про-
явиться по 11х/2 стадий оледенения (наиболее высокий
каровый уровень —550 м мы пока из рассмотрения ис-
ключили).
Действительно, максимуму оледенения (уровень 1160 м)
зеркально симметричен уровень —450 м. Очевидно, он
отвечает минимуму оледенения. С этой начальной точки
снеговая линия возвратно-поступательно распространяется
вниз. Сначала опускание снеговой линии происходит
энергично — 200 м за один ритм. Стадии наступания лед-
ников в этом случае привязываются к уровням —260,
—50, +150 и +350 м. Соответственно их можно обозна-
чить как стадии 1|, П|, и IV| (положение промежуточ-
ных уровней, отвечающих возврату ледника, нам пока
неизвестно). Уровень IV| является экстремальным; после
него темп опускания снеговой линии уменьшается в два
раза (100 м за один ритм). Соответственно все уровни ка-
ров, начиная с уровня 350 м и вплоть до максимального
128
(1160 м), являются стадиальными. Обозначим их последо-
вательно Vg, УЦ, VII|, У1Щ, 1X3, ХЗ, XI3 и Мах. Полный
ритм состоит из стадиального наступания ледников и сле-
дующего за ним их промежуточного возврата. Начиная
с уровня —450 м (Min) и вплоть до уровня 1070 м (ХЦ)
было пройдено И полных ритмов. Еще 1/2 ритма прихо-
дится на последнее стадиальное наступание ледников,
во время которого снеговая линия опустилась до уровня
1160 м (Мах).
С уровня 1160 м начинается распад горного оледенения.
Теперь стадиальными становятся отступания ледников
(или подъемы снеговой линии), а наступания носят харак-
тер коротких возвратов и фактически создают промежуточ-
ные уровни. Вплоть до отрицательного экстремума про-
цесса темп подъема снеговой линии был высоким — за
это время было пройдено четыре полные стадии (с 1бпо IV6).
После прохождения экстремума (1Уб) темп снизился
и вплоть до уровня —360 м должно быть пройдено еще
семь полных стадий (с Уб по Х1б). Еще 1/2 стадии придется
на достижение уровня —450 м, являющегося минималь-
ным.
Теперь можно абсолютизировать весь процесс при
условии правильной 1850-летней ритмичности. Общая
продолжительность оледенения (от Min до Min) составит
42 550 лет (23 Х1850). Начальный момент оледенения
должен был иметь место 34475 л. н., положительный
экстремум макропроцесса — 28000 л. н., максимум оле-
денения — 13 200 л. н., отрицательный экстремум макро-
процесса — 5 800 л. н. и окончание оледенения —
8075 л. в.7
Полученная хронологическая схема последнего гор-
нодолинного оледенения носит предварительный харак-
тер. Уточнить ее можно только при условии установления
стадиальной «раскачки» высоты снеговой линии во всех
частях макропроцесса. По существу никаких фактиче-
ских данных о стадиальной «раскачке» высоты снеговой
линии в нашем распоряжении нет. Посмотрим, нельзя ли
сделать какие-нибудь выводы, анализируя каровый гра-
7 Для участков перехода макропроцесса из области одного
баланса в область другого мы принимали равновеликими последнее
его наступание (или отступание) и первое отступание (или насту-
/1850 г \
пание). Поэтому один ритм делился пополам (^— = 925 лет).
9 Е. В. Максимов 129
фик. Рассматривая третью четверть макропроцесса (от
Мах до IV6), по которой мы располагаем наиболее объек-
тивными и полными данными, нетрудно заметить, что
уровни с индексом «б», отвечающие конечным моренам
в долинах рек, чередуются с «пустыми» уровнями. По-
скольку речь идет о высоком темпе отступания ледников,
логично допустить, что снеговая линия с уровня 1160 м
переместилась вверх на 300 м до уровня 850 м и затем
спустилась вниз до уровня 970 м; отсюда она поднялась
снова на 300 м до уровня 650 м и снова спустилась до уровня
760 м. Так этот процесс продолжался вплоть до стадии IV6.
Таким образом, кажется вполне реальным, что в третьей
четверти макропроцесса стадиальная «раскачка» высоты
снеговой линии составляла в первом приближении 300 м
вверх—100 м вниз.8
Следуя ходу наших рассуждений, можно представить,
что в первой четверти макропроцесса стадиальная раскачка
будет обратной по знаку: 300 вниз—100 м вверх. При
таком допущении неожиданно приобретает значимость
уровень заложения каров —550 м, который был опу-
щен нами ранее. Очевидно, именно этот уровень отвечает
минимуму оледенения; с него снеговая линия опустилась
на 300 м до уровня —260 м, поднялась на 100 м до уровня
—360 м и т. д.
Значительно труднее решить вопрос, какова была
стадиальная «раскачка» высоты снеговой линии в чет-
вертой (а соответственно и во второй) четверти макропро-
цесса. Графо-аналитическим методом удалось установить,
что наиболее вероятное соотношение стадиальной «рас-
качки» высоты снеговой линии в этих четвертях макро-
процесса составляет 300 м вверх—200 м вниз (Максимов,
1968в).
Принятые нами соотношения стадиальной «раскачки»
высоты снеговой линии (300—100 м в первой и третьей
четвертях и 300—200 м во второй и четвертой четвертях)
несомненно являются приближенными.
Посмотрим теперь, как это изменит наши выводы,
касающиеся последнего оледенения. Первые три четверти
макропроцесса существенно не изменятся. В четвертой
четверти проявится только 6 полных стадиальных ритмов
8 Уровень 1070 м, очевидно, к регрессу оледенения не отно-
сится.
130
(вплоть до уровня—450 м) и 1/2 ритма до минимума оле-
денения. В этом случае оледенение должно окончиться
через 6225 лет; общая продолжительность оледенения
составит 40 700 лет, что в точности соответствует периоду
колебания наклона эклиптики.
Теперь мы имеем все необходимые данные, чтобы про-
вести окончательную индексацию всех уровней сводного
карового графика (табл. 26, рис. 21), а также рассчитать
хронологию всех стадий оледенения как в регрессивную,
так и в прогрессивную фазы. Исходной точкой расчета
послужила нам VII6 стадия, максимум которой отнесен
к 1700 г.
Таблица 26
Стадиальная принадлежность каровых уровней и хронология
стадий горного оледенения
Уровни каров, м Прогрессивная фаза Регрессивная фаза
индекс хронология, л. H. индекс хронология, л. H.
-550 Min 34475 Min 6225 л. в.
-450 Xa
-360 IXa
-260 II 33550 VIIIa x6 5300 л. в.
-150 Hl ^a IX6 3450 л. в.
-50 Hl 31700 VIa VIII6 1600 л. в.
60 III3 Va VII6 250
150 IV3 щз 29850 VI6 2100
240 IVa V6 3950
350 VI» IVg 28000 IV6 5800
(экстре-
мум)
450 VIIa Mg 26150 Illa
540 VIII3 VI3 24300 Шб 7650
650 1X3 VII3 22450 Па
760 ХЗ УШЗ 20600 He 9500
850 XI3 1X3 18750 Ia
970 XI 16900 Ie 11350
1070 XII 15050
1160 Max 13200 Max 13200
Примечание. Хронологическая шкала отнесена к 1950 г. и привя-
зана к уровням с индексом «б», отвечающим в регрессивную фазу конечным
моренам; л. н. — лет назад, л. в. -- лет вперед.
9*
131
Общие закономерности
горнодолинного оледенения
После того как сводный каровый график полу-
чил удовлетворительную интерпретацию в плане воз-
вратно-поступательной динамики высоты снеговой линии,
появляется возможность сделать некоторые общие заклю-
чения, касающиеся последнего горнодолинного оледене-
ния в целом.
1. Всего последнему горнодолинному оледенению при
достаточной абсолютной и относительной высоте гор от-
вечает 18 уровней каровых ниш, разделенных 100-метро-
выми (или близкими к ним) интервалами. Общий размах
изменения высоты снеговой линии за время оледенения
достигнет в этом случае 1700 м.
2. Условия, в которых формируются каровые ниши,
менялись во времени и пространстве. В целом форми-
рование каров осуществлялось при стабилизации снеговой
линии во время прогрессивной фазы оледенения, при этом
процесс образования каров (судя по их частоте) усили-
вайся от начала оледенения до стадии IV|, после чего он
снова ослабевал. Оптимальные условия для формирова-
ния каров сложились во время стадии IV|. Во время ре-
гресса оледенения образование каров, видимо, прекрати-
лось совсем или почти совсем. Уже готовые каровые ниши
использовались и дорабатывались отступающими лед-
никами. Трудно допустить, что вся система каровых уров-
ней возникла только во время последнего оледенения.
По всей видимости, обнаруженная нами закономерность
в высотном залегании каровых ниш сложилась еще в пе-
риод древнейших плейстоценовых оледенений. Затем от
оледенения к оледенению она видоизменялась, но продол-
жала существовать. Собственно последнему оледенению
соответствует не заложение каров в целом, а фиксация
днищ уже существовавших каров на определенном уровне.
Если это положение верно, то оно представляет исклю-
чительный палеогеографический интерес. Это значит, что
пространственно-временные рамки для всех плейстоцено-
вых оледенений были в принципе подобны и по существу
явились проявлением одной и той же ритмичности.
3. Сводный каровый график показал, что горнодолин-
ное оледенение развивается в ходе интерференции низ-
кочастотного и высокочастотного процесса синусоидаль-
132
ного типа. Важнейшим свойством этих процессов является
их зеркальность. В этом отношении наши выводы с прин-
ципиальной стороны совпадают с выводами Н. А. Шуми-
лова. Можно также согласиться с ним в том, что развитие
горнодолинного оледенения происходит в плане интегри-
рования увлажненности (или, вернее, условий, благопри-
ятствующих оледенению).9 В связи с этим максимум гор-
ного оледенения не совпадает с наиболее благоприятными
условиями для оледенения, имевшими место в стадии
IV|, а смещен на 14800 лет вплоть до перехода макропро-
цесса из области положительного баланса в область
отрицательного. Аналогичным образом минимум оледене-
ния смещен на 12 025 лет относительно отрицательного
экстремума макропроцесса (стадия IV6), когда условия
для оледенения были максимально неблагоприятными.
В отличие от Н. А. Шумилова мы считаем, что макро-
процесс не может быть представлен математически пра-
вильной синусоидой; по нашим данным, кривая, отражаю-
щая этот процесс, является ломаной и только в самом об-
щем случае ее можно представить как синусоиду (рис. 21).
Макропроцесс не может также рассматриваться как сим-
метричный процесс. Несимметричность макропроцесса
проявляется и в хронологическом, и в стадиальном аспек-
тах (Максимов, 1968в).
4. Один макроритм, имеющий при условии правиль-
ной 1850-летней мезоритмичности продолжительность
40 700 лет, включает 22 полных мезоритма (от начального
уровня последнего оледенения с депрессией снеговой
линии в —550 м до начального уровня будущего оледене-
ния с той же самой депрессией).
5. Отрицательный экстремум макроритма, приходя-
щийся на стадию IV6 (5800 л. н.), зеркален (но не симмет-
ричен) стадии IV* (28 000 л. н.). Интервал времени между
положительным и отрицательным экстремумами состав-
ляет 22 200 лет, а между отрицательным и положитель-
ным — только 18 500 лет.
6. В будущем наступания ледников (там, где они со-
хранятся) в условиях дальнейшего распада оледенения
должны произойти в 3550, 5350 и 7200 гг. н. э., или
1600, 3450 и 5300 л. в., начиная с 1950 г. Своих минимадь-
9 Следует подчеркнуть, что это важнейшее для палеогеографии
положение в 1964 г. впервые было сформулировано Н- А. Шуми-
ловым.
133
Рис. 21. Динамика снеговой линии во время последнего горнодолинного оледенения.
Ломаная линия — ход макропроцесса; волнистая — депрессия снеговой линии (ДИ). На врезке — основные параметры ма-
кропроцесса, где R — число мезоритмов; «300—200» и «300—100» — диапазоны стадиальной «раскачки».
ных размеров ледники достигнут примерно через 6200 лет.
После этого возможно начало нового горного ледниковья.
7. Разработанная теория каровых уровней позволила
воссоздать динамику снеговой линии во время послед-
него горнодолинного оледенения (рис. 21). Оказалось воз-
можным также связать стадиальные депрессии концов
ледников и снеговой линии (рис. 22).
Расчет диапазона стадиальной «раскачки» высоты сне-
говой линии позволил полностью изобразить процесс рас-
Депрессия концов ледников, м
Рис. 22. Связь стадиальных депрессий концов
ледников и стадиальных депрессий снеговой
линии.
1 — \Н снята со сводного карового графика; 2 —
Л.Н получена по формуле Варданянца.
пада ледников и экстраполировать его вплоть до окон-
чания оледенения. При этом мы не избежали некоторой
степени условности, ввиду того что время формирования
промежуточных уровней не было известно. Исходным
пунктом послужило для нас указание А. В. Шнитни-
кова (1957) о том, что продолжительность сухой и теп-
лой фазы во всяком случае в два раза превосходит про-
должительность прохладной и влажной фазы (стр. 283).
Поэтому во всех случаях мы отнесли момент формиро-
вания промежуточных уровней на 1/3 продолжительно-
сти всего ритма назад относительно момента формиро-
вания стадиального уровня. В прогрессивную фазу это
соотношение, очевидно, имело обратный знак.
135
Некоторые дополнительные материалы
Каровый график со всеми вытекающими из
него построениями представляется настолько сущест-
венным, что любая его проверка, основанная на до-
полнительном материале, не может считаться лишней.
Уже после окончания работы по составлению свод-
ного карового графика появилась возможность полу-
чить материалы о высоте заложения каровых ниш в Ко-
рякском нагорье, в пределах территории, ограничен-
ной 62°40' на севере, 61°12' на юге и 171°00 и 173°00
на западе и востоке (площадь территории около
16 000 км2). Географически этот район простирается от Ко-
рякского хребта на севере до хребта Снегового и бухты
Анастасии на юге. Гидрографически территория вклю-
чает верховья бассейна р. Емраваам, бассейны рек Пи-
касъваям, Укалаят и Ильпи, а также верхние части бас-
сейнов рек Ачайваям и Ватына. На западе указанной
территории поднимается наиболее высокая точка всего
Корякского нагорья г. Ледяная (2562 м).
По крупномасштабным картам в пределах указанной
территории была снята высота заложения днищ 1044 ка-
ров, кароподобных вместилищ, цирков, а также ступеней
каровых долин. Карты позволили определять высоты
с точностью до 10 м. 112 вместилищ из общего числа
заполнены льдом; их высота во всех случаях была умень-
шена на 100 м. По принятой методике был построен ча-
стотный график и проведено скльзящее сглаживание
через 5 интервалов (т. е. через 40 м). В результате был
построен каровый график Корякского нагорья (рис. 23, а).
Каровые уровни, представленные пиками, проявились
на нем с исключительной отчетливостью.
Осредненная высота современной снеговой линии для
всего указанного района была определена следующим
образом. Средняя высота расположения каров и цирков,
занятых льдом, составляет 1100 м. По существу эта
величина соответствует высоте снеговой линии, опреде-
ленной методом Гесса. Для 19 наиболее крупных лед-
ников района была вычислена высота снеговой линии
по способу Гефера. Она оказалась равной 1320 м. На
всех 19 ледниках отрицательная разность оледенения
устойчиво приближается к 250 м. Тогда к средней высоте
открытых концов всех остальных ледников была при-
136
Встречаемость каро§
Рис. 23. {'Каровые
графики.
а — Корякского нагорья:
о района Эвереста:
мГ рары’ занятые льда-
ми, 2 — кары, свобод-
ные ото льда.
бавлена величина 250 м. Средняя высота снеговой линии
составила в этом случае 1180 м. Окончательное значе-
ние высоты снеговой линии было получено путем осред-
нения трех приведенных величин (1100, 1320 и 1180 м),
полученных разными методами; оно оказалось равным
1200 м. Теперь можно вычислить депрессии снеговой
линии для всех выделенных каровых уровней и провести
их предварительную стадиальную индексацию (рис. 23).
Как видно, полученные результаты ни в чем сущест-
венном не отличаются от результатов, полученных на
базе сводного карового графика.
Возможности получения дополнительного материала,
касающегося горных систем зарубежных стран, к сожа-
лению, крайне ограничены. Поэтому приходится поль-
зоваться порой случайным и недостаточно апробирован-
ным материалом. В этом аспекте представляет интерес
топографическая карта Эвереста (The Mount Everest
Region, 1961) масштаба 1 : 100 000 с сечением рельефа
через 100 м. Точность снятия высоты заложения днищ
каров и цирков с этой карты составляет только 50 м.
Подавляющее большинство цирков и каров Эвереста
(161 из 178) заполнено льдом. На рис. 23, б показан
каровый график, построенный по карам, заполненным
льдом. Прежде всего обращает на себя внимание то, что
с принципиальной стороны он аналогичен сводному ка-
ровому графику. На общем фоне графика резко выде-
ляется уровень каров на высоте 6000 м, выше этого уро-
вня имеется еще 4—5 уровней, ниже — 10—11 уровней
каров, заполненных льдом. На высоте около 4400 м име-
ется сравнительно отчетливо проявившийся уровень ка-
ров, свободных ото льда. Вероятно, этот последний уро-
вень отвечает максимуму последнего оледенения.10
Ранее указывалось, что горное обрамление эверестс-
ких ледников поднялось за поздне- и послеледниковое
время не менее чем на 1300 м. Предполагается, что
абсолютная высота ледниковых вместилищ при этом не
изменилась. Современная снеговая линия без учета
подъема должна была бы располагаться на высоте 5300 м.
Если мы среднюю высоту наиболее низкого уровня
10 Напомним, что X. Хойбергер нижний предел распростране-
ния каров в районе Эвереста относит к высоте 4000 м. В связи с этим
мы принимаем к расчету среднюю высоту нижнего уровня каров,
равную 4200 м.
138
каров примем равной 4200 м, то депрессия снеговой
линии относительно этого уровня составит 1100 м,
т. е. фактически будет соответствовать максимальной
депрессии снеговой линии на сводном каровом графике.
Экстремальный уровень карового графика Эвереста
находится на высоте 6000 м, т. е. на 700 м выше наме-
ченной нами высоты современной снеговой линии
(5300 м). Теоретически он должен был бы находиться
на 350 м ниже нее, т. е. на высоте 4950 м. Чем же может
быть объяснено такое громадное несоответствие в поло-
жении экстремального уровня? По нашему мнению, это
парадоксальное обстоятельство может быть объяснено
необычайной мощностью фирна в ледниковых вместили-
щах, связанной с исключительным по своему размаху
подъемом горного обрамления вместилищ. Иными сло-
вами, происходило энергичное относительное опускание
вместилищ, сопровождавшееся заполнением их фирном.
Исходя из приведенных вычислений, мощность фирна
в эверестских вместилищах должна быть порядка 1050 м.
Если вспомнить, что мощность ледника Федченко в его
средней части составляет 700—1000 м (Ледник Федченко,
1962), то мощности эверестских ледников не покажутся
такими невероятными.
Стадиальная индексация карового графика района
Эвереста носит сугубо предварительный характер. Од-
нако сам каровый график совершенно определенно сви-
детельствует о существовании в этом районе высотно-
ярусной закономерности, совершенно аналогичной той,
о которой говорилось выше.
Глава VI- ВЗАИМОСВЯЗЬ ГОРНОГО
И ПОКРОВНОГО ОЛЕДЕНЕНИЙ
Изменчивость горных ледников, являющихся, по мне-
нию П. А. Шумского (1962а), ледниками стока, под-
чиняется динамике снеговой линии, положение которой
зависит от интегрального изменения условий, благоприят-
ствующих оледенению.1 Здесь уместно провести аналогию
1 По существу это положение следует из анализа сводного
карового графика.
139
между горным ледником и озером: наибольший сток
из озера наблюдается при наиболее высоком его уровне,
соответственно наибольшее распространение ледника бу-
дет при наиболее низком положении снеговой линии.
Отсюда следует, что горные ледники будут находиться
в активном состоянии до тех пор, пока макропроцесс
не перейдет из области положительного баланса в об-
ласть отрицательного. В связи с этим возникает смещение
максимума горного оледенения относительно положи-
тельного экстремума макропроцесса на 14 800 лет.
Покровные ледники как ледники растекания (по тер-
минологии П. А. Шумского) фактически не связаны с по-
ложением снеговой линии (теоретически снеговая линия
на покровных ледниках может оказаться ниже уровня
моря). Их динамика определяется массой льда с прису-
щими ей особенностями растекания, находящимися в не-
посредственной зависимости от климатических условий.
Наиболее благоприятные условия для развития оледе-
нений были во время положительных экстремумов макро-
процесса, наименее благоприятные — во время отрица-
тельных экстремумов. В связи со всем сказанным нам
кажется возможным допустить, что покровные оледе-
нения должны развиваться по ходу макропроцесса.
На этом основании можно предположить, что максимум
последнего покровного оледенения дожен был иметь
место 28000 л. н., т. е. во время положительного экс-
тремума макропроцесса. В действительности это не сов-
сем так — максимум европейского и американского покро-
вов имел место 20 000—18 000 л. н. Таким образом, можно
считать, что максимум покровного оледенения также
запаздывает, правда не так сильно, как максимум гор-
ного оледенения относительно положительного экстре-
мума макропроцесса. В среднем это запаздывание со-
ставляет 9000 лет.
Что касается природы этого запаздывания, то на этот
счет известна точка зрения Д. Ная (1963, 1964), который
полагает, что время реакции покровного ледника на
внезапное изменение аккумуляции определяется вре-
менем распространения кинематических волн (или, проще,
временем их добегания). Д. Най (1964) пришел к выводу,
что любая часть ледника или ледникового покрова имеет
характеристическое время реакции на изменение акку-
муляции — около 5000 лет для Антарктического лед-
140
никового покррва в целом и от 3 до 30 лет для горного
ледника. ВремА реакции покровного ледника на увели-
чение аккумуляции, определяемое временем распростра-
нения кинематических волн, в первую очередь связано
с размерами самого щита. Чем больше щит, тем большим
временем реакции он обладает, и, наоборот, чем меньше
щит, тем меныпим\временем реакции он обладает.
Окончательный'итог звучит так: динамика покровного
ледника, в общем следующая за ходом климатического
макропроцесса, запаздывает относительно него на время
реакции ледника, определяемое прежде всего размерами
самого ледника. Это значит, что единые (т. е. синхрон-
ные) климатические причины вызывают гетер охр онные
изменения в покровных ледниках.
Общая хронологическая и причинная
взаимосвязь горных и покровных оледенений
Зная хронологическое положение экстремумов во время
последнего горного оледенения, можно рассчитать хро-
нологию экстремумов макропроцесса на протяжении
Рис. 24. Совмещенный ход макропроцесса, оледенений и межлед-
никовий в зал. Кука, солнечной радиации на 65° с. ш. и темпера-
туры океана.
1 — макропроцесс; 2 — оледенения и межледниковья в зал. Кука; 3 — сол-
нечная радиация на 65° с. ш.; 4 — температура океана.
значительной части плейстоцена. В общем случае (без
учета запаздывания максимумов оледенений относи-
тельно хода макропроцесса) положительным экстрему-
мам должны отвечать ледниковья, а отрицательным —
141
межледниковья (Максимов, 19676, 1968^). На рис. 24
графически сопоставлены экстремумы / макропроцесса
с хронологией оледенений и межледниковий района
зал. Кука на Аляске (Карлстрем, 196ф с минимумами
и максимумами летней солнечной радиации на 65° с. ш.
(Миланкович, 1939) и с периодами значительного пони-
жения и повышения температуры Мирового океана (Эми-
лиани, 1966). Прежде всего обращаем на себя внимание
принципиальное хронологическое единство экстрему-
мов макропроцесса, оледенений в зал. Кука, экстрему-
мов солнечной радиации и изменений температуры океана.
Отчетливо видно запаздывание оледенений относительно
положительных экстремумов макропроцесса; межледни-
ковья, напротив, более или менее точно совпадают с от-
рицательными экстремумами.
Хронологическая и причинная
взаимосвязь стадий горных и древних
покровных ледников
Стадиальный распад европейского покровного ледника
изучен довольно полно. Суммируя данные Н. Н. Со-
колова (1946), А. А. Алейникова (1960), М. Е. Виг-
дорчика, Д. Б. Малаховского, Э. Ю. Саммета (1962),
Р. Галона, И. Геллерта, Л. Серебрянного, Н. Чебо-
таревой (1965), Л. Р. Серебрянного (1965), Л. Р. Се-
ребрянного, А. В. Раукаса (1966) и некоторых других,
на территории Северо-Запада РСФСР можно вполне
определенно назвать следующие стадии распада послед-
него покровного ледника: бологовскую, едровскую, веп-
совскую, крестецкую, лужскую, невскую и финскую
(табл. 27). Все они отделены друг от друга межстади-
алами. Кроме того, имеются признаки существования
нескольких фаз оледенения.2 Среди них наиболее опреде-
ленной является фаза паливере, которая, вероятнее всего
(Серебрянный, 1965), следовала сразу после невской стадии.
Следы еще двух фаз как будто бы прослеживаются после
вепсовской и лужской стадий.
2 Отличие стадии оледенения от фазы пока недостаточно ясно.
Возможно, фазы оледенения обусловлены только задержкой в от-
ступании ледника и с возрастно-поступательной динамикой покрова
не связаны. В дальнейшем мы будем именовать фазы оледенения
субстадиями.
142
В Центральной Европе регистрируются (Vierke, 1937)
бранденбургска\я, франкфуртско-познанская, южнопомор-
ская, среднепо^орская, северопоморская, северорюген-
ская и шведе ко ^финская (последнее оледенение) стадии.
Стадии распада покровного ледника в Восточной и Цен-
Рис. 25. Стадии распада последнего
европейского покровного ледника.
Стадии: Ы — бологовская; ed — едровская;
vp — вепсовская; hr — крестецкая; lz —
лужская; nv — невская; pal — паливере
(субстадия); sp — сальпаусселькя; su —
суоменселькя; 1и — лулео; X — центр
покрова.
тральной Европе сопоставлялись в последнее время
Л. Р. Серебрянным (Серебрянный, Раукас, 1966). В даль-
нейшем мы будем придерживаться этой схемы (табл. 27,
рис. 25).
Итак, на участке от зоны максимального распро-
странения последнего ледника до финско-среднешведских
конечноморенных образований надежно регистрируются
семь стадий сокращения покровного ледника (не считая
субстадий оледенения).
Исходя из принципа зеркальности в развитии оле-
денений, можно предположить, что европейский ледни-
143
ковый покров возник и распался при сДной и той же
высоте снеговой линии в Скандинавский/горах. Поэтому
попытаемся сначала выяснить, когда и ^ри каком поло-
жении снеговой линии в Скандинавский горах распался
покров. Окончательное исчезновение Европейского пок-
рова, по данным В. Феранда (Farrand^ 1963), произошло
6000 л. н. Возможно даже покров исчер несколько раньше
(Альман, 19616), но во всяком случае'не ранее 7000 л. н.
Экстатическая кривая Р. Фейрбриджа (рис. 19) свиде-
тельствует, что уровень океана прекратил подъем при-
мерно 6000 л. н. Итак, во время стадии IV6 (5800 л. н.)
и депрессии снеговой границы в 350 м покровного лед-
ника в Европе не существовало. Во время стадии Шб
(7650 л. н.) и депрессии снеговой линии в 540 м европейс-
кий ледниковый покров, очевидно, еще существовал.
Этому времени соответствовала фаза расчленения еди-
ного покрова, во время которой были отложены конечные
морены в районе г. Лулео.3 Для нас сейчас представляет
особый интерес тот факт, что европейский покров еще су-
ществовал при депрессии снеговой линии в 540 м, но уже
исчез при депрессии в 350 м.
Обратимся теперь к графику изменения высоты снего-
вой линии во время последнего оледенения (рис. 21).
На нем отлично видно, что по размеру депрессии снего-
вой линии стадия IV6 отвечает стадии IV|. Теперь можно
утверждать, что во время положительного экстремума
макропроцесса (стадия IV3) европейский ледниковый
покров еще не образовался. Стадии Шб по величине
депрессии снеговой линии отвечает стадия VI^. Очевидно,
что в эту стадию ледниковый покров уже появился. Про-
межуточное положение между стадиями IV3 и VI3 за-
нимает стадия V|. Не исключено, что покров мог начать
образовываться именно в эту стадию. Однако вероятнее
всего, что он окончательно сформировался именно в ста-
дию VI|, так как для преобразования горного оледенения
в покровное необходимо некоторое время. Таким об-
разом, для европейского покровного ледника наиболее
благоприятной в климатическом отношении была именно
стадия VI|; после нее, согласно ходу макропроцесса, клима-
матические условия менялись в сторону, неблагоприят-
3 В это время образовалось анциловое озеро (Lundqvist, 1962),
береговая линия которого сформировалась, по данным С14, 7200 л. н.
114
ную для оледенения. В этом аспекте проявляется одна
удивительная Особенность покровного оледенения: воз-
никло оно в ход^ опускания снеговой линии значительно
позже положительного экстремума макропроцесса; рас-
пространение покрова, по-видимому, носило не стадиаль-
ный, а тотальный характер, вплоть до своего максималь-
ного предела, после этого, вероятно, началось его ста-
диальное сокращение.
Известно, что последнее большое наступание европей-
ского покрова отвечало образованию морен сальпаус-
селькя; после этого покров начал стремительно распа-
даться. По нашей системе (рис. 21), последнее большое
наступание ледников отвечало стадии максимума гор-
ного оледенения, после чего макропроцесс перешел в об-
ласть отрицательного баланса. Это обстоятельство дает
нам право сопоставить конечные морены сальпаусселькя 1
с максимальной стадией горного оледенения. От ста-
дии VI| горного оледенения вплоть до максимальной (вклю-
чительно) проявились семь ритмов оледенения (VI|,
VII|, VIII^, IX^, X?, XI| и Max). Очевидно, их можно
генетически сопоставить с семью вышеназванными ста-
диями распада европейского покрова.
Для окончательного расчета стадий европейского пок-
рова необходимо знать время реакции ледника каждой
стадии. При этом можно пойти тремя путями.
а) Принять за основу время реакции, известное для
Антарктического ледника (5000 лет), и пропорционально
вычислить время реакции для каждой стадии европейского
покрова.
б) Вычислить время реакции европейского покрова
по стадии сальпаусселькя, абсолютный возраст которой
(10 800 л. н.) известен достаточно надежно (13 200—10 800 =
=2400 лет), и пропорционально рассчитать возраст ос-
тальных стадий.
в) Вычислить время реакции европейского покрова
по максимуму, абсолютный возраст которого можно
принять равным 19 000 лет (бологовско-бранденбургская
стадия; 24 300—19 000=5300 лет), а далее пропорцио-
нально рассчитать возраст остальных стадий.
Средний радиус щита Восточной Антарктиды со-
ставляет 1700 км. Для стадий европейского покрова
средний радиус вычислялся следующим образом: от
центра покрова, располагавшегося над северной частью
Ю Е. В. Максимов
145
/ Т а б л
Хронология стадий европе
Стадии гор- ного оледе- нения Стадии европейского покрова Среднее расстоя- ние от центра покрова, км / /Время реакции
по Ан- тарктиде по саль- пауссель- кя по макси- муму
VI3 Бологовская=бранден- бургская 1350 4000 5350 5300 (принято)
VII3 Едровская=франкфурт- ско-познанская 1280 3770 5100 5030
VIII3 Вепсовская=померан- ская (южнопоморская) 1240 3650 4900 4860
1X3 Крестецкая=северопо- А /Т ГЛ ГЛ Г* ТУ* Q ГТ 1120 3300 4440 4400
Ч L nd Я Лужская^морены Слуп- ской банки и п-ова Сконе 1010 2980 4000 3970
XI3 Невская=южношвед- ская 870 2560 3450 3420
Мах Сальпаусселькя I 605 1780 2400 (принято) 2380
1б Сальпаусселькя III — 540 — 1600 — 2140 — 2120
Суоменселькя? — 350 — 1030 — 1400 — 1380
шб Лулео (кокрейнское оледенение) — 200 — 590 — 790 — 780
Примечание. Данные: 1 Штауба (Staub, 1961), 2 Мовиуса (Movius, 1960),
Ботнического залива (рис. 25), была проведена прямая
линия на Лениград; к западу от нее было проведено еще
семь радиусов через 10°; расстояние каждой системы
краевых образований от центра покрова измерялось
по всем восьми радиусам, а затем осреднялось. В табл. 27
приведены результаты всех необходимых подсчетов для
определения абсолютного возраста стадий европейского
покрова. Как видно, все три пути расчета дали в общем
близкие результаты. Вместе с тем распространение вре-
мени реакции современного антарктического ледника
на древний европейский ледник вряд ли возможно. По-
этому результаты, полученные вторым и третьим путями
(т. е. по сальпаусселькя и максимуму), нам кажутся более
надежными. Это тем более вероятно, так как минимумы
уровня океана (по Р. Фейрбриджу) хронологически почти
в точности совпадают с расчетными величинами.
146
и ц a 27 \
некого покрова, д. н.
Расчет хронологии стадий покрова Абсолютный возраст стадий покрова по радиоуглеродным данным Минимумы уровня Мирового океана (по Фейр- бриджу)
по Антарктиде по саль- пауссель- кя по макси- муму
24300 - 4000 = 20300 18950 19000 Примерно 20000 1 18500
22450 — 3770 = 18680 17350 17420 Отступание 18000—17000 2 17300
20600- 3650 = 16950 15700 15740 16000 (15750)з 15300
18750 — 3300 = 15450 14310 14350 14500 14300
16900 — 2980 = 13920 12900 12930 13000 13100
15050 - 2560 = 12490 11600 11630 12000 12100
13200 — 1780 = 11420 10800 10820 10800 10500
И 350 — 1600 = —9750 —9210 —9230 9600
9500 — 1030 = —8470 —8100 —8120 8200,7500
7650 - 590 = —7060 —6860 —6870 Примерно 7000 6500
я Хантке (Hantke, 1959).
Дальнейший распад европейского покрова можно пред-
ставить только предположительно. Согласно нашей си-
стеме, после максимума горного оледенения проявились
еще три стадии (1б, Пб, П1б) наступания горных ледни-
ков, которые должны были породить стадии наступания
уменьшающегося европейского покрова. Из двух более
молодых гряд сальпаусселькя — II и III — стадиаль-
ной, вероятно, является последняя, выраженная зна-
чительно определеннее. Связывая ее генетически со
стадией 1б горного оледенения, получим возраст примерно
9200 л. н. (табл. 27).
Моренный рельеф, согласно Я. Грано (1953), распро-
странен вдоль гряды Суоменселькя. Очевидно, эти морены
могут быть генетически сопоставлены со стадией Пб
горных ледников. Их примерный возраст при условии, что
10*
147
они находились примерно в 350 км от цен/ра покрова, со-
ставляет 8100 лет (табл. 27).4 /
Конечноморенные образования распространены также
в районе г. Лулео на севере Швеции (Atlas Over Sverige,
1953). Их вероятное расстояние от центра остаточного
покрова составило 200 км. Отождествляя эти морены
со стадией Шб горного оледенения, ;можно рассчитать
абсолютный возраст их образования.( Он не превышает
6900—6800 лет. По всей видимости, йорены Лулео сопо-
ставимы с кокрейнским оледенением севера Швеции
(De Geer, 1961). После образования морен у г. Лулео
европейско-скандинавский покров окончательно рас-
пался. Следует еще раз подчеркнуть, что распад европей-
ского покрова после образования морен сальпаусселькя 1
обрисован нами только предположительно. Вместе с тем
минимумы уровня Мирового океана (табл. 27) как будто
в общем подтверждают наши выводы.
Нами был произведен контрольный расчет времени
реакции максимальной стадии горного оледенения (саль-
паусселькя) при условии, что центр покрова смещен на
200 км к югу, западу, северу и востоку от его принятого
положения. Соответственно были получены следующие
значения времени реакции: 2000, 2500, 2900 и 2500 лет.
Как видно, они в общем незначительно отличаются от
расчетного времени реакции максимальной стадии, рав-
ного 2380 лет (табл. 27).
С некоторой степенью приближения были вычислены
средние значения радиусов европейского покрова по ста-
диям, далее была использована зависимость среднего ра-
диуса ледниковых покровов и его средней мощности от
площади оледенения, найденная П. С. Вороновым (1964);
с помощью этой зависимости были определены стадиаль-
ные объемы покрова, по которым вычислялось время реак-
ции для всех стадий. Полученные величины отклоняются
от принятых в среднем на 13% (в большую сторону).
Это значит, что пропорциональный расчет времени реак-
ции европейского ледника и по средней длине южных ра-
диусов, и по средним стадиальным объемам (т. е. фактически
по массе) дает в общем результаты одного порядка.
4 Возможно также, что стадии Пб отвечают не моренные обра-
зования Суоменселькя, а краевые образования нясиярви (Virkkala,
1963).
148
Интервалы времени, заключенные между смежными
стадиями, являются межстадиальными. Ледник, пови-
нуясь общему ходу макропроцесса, неуклонно сокращался.
На фоне этого сокращения проявлялись стадии оледене-
ния, генетически обусловленные приходом кинематических
волн. Межстадиальные интервалы с кинематическими вол-
нами не связаны; просто они свидетельствуют об отсутст-
вии в данный момент поступательно движущихся ледни-
ковых волн. Во время межстадиалов ледник возвращался
к общему режиму сокращения. Так же как и стадии
оледенения, межстадиалы могут совпадать или не совпа-
дать с ходом 1850-летнего климатического ритма. При
совпадении с межстадиалом теплого климатического ин-
тервала 1850-летнего ритма отступание ледника будет
превосходить то отступание, которое он должен был бы
иметь по ходу макропроцесса. Если же межстадиал сов-
падает с холодным климатическим интервалом 1850-
летнего ритма, то, наоборот, сокращение ледника будет
меньшим по сравнению с тем, которое было бы ему свой-
ственно по ходу макропроцесса. Иными словами, межста-
диалы по степени выраженности должны быть неравнове-
ликими.
Работы геологов Северо-Западного геологического управ-
ления показали,5 что межстадиалы времени распада валдай-
ского ледника по степени своей интенсивности были нео-
динаковыми. Наиболее теплыми межстадиалами считаются
соминский и охтинский (бёллинг). Во время этих межста-
диалов ледник отступал в пределы Финляндии. Наиболее
интенсивным был соминский межстадиал, так как отсту-
пание ледника от краевых образований едровской стадии
до Финляндии значительно превосходило отступание лед-
ника от краевых образований лужской стадии до Финлян-
дии. Итак, судя по данным геологов Северо-Западного
геологического управления, соминский и охтинский меж-
стадиалы значительно превосходили другие межстадиалы
времени распада последнего ледникового покрова.
При вычислении хронологии межстадиалов мы исхо-
дили из того, что теплые интервалы должны по крайней
мере в два раза превосходить холодные (иначе бы ледник
не распадался; Шнитников, 1957); в связи с этим хроноло-
§ Вигдорчик, Малаховский, Саммет, 1962.
149
гическии интервал между двумя смежными стадиями оле-
денения (табл. 27) делился на три части и оптимум
межстадиала помещался на расстоянии двух третей от
предшествовавшей стадии, так как после очередной ста-
дии длительное потепление сменялось новым коротким
похолоданием. В табл. 28 расчетная хронология межста-
диалов сопоставлена с их хронологией, полученной по
радиоуглеродным данным.
Таблица 28
Хронология межстадиалов времени распада валдайского покрова
Межстадиал Отступание ледника Расчетный возраст, л. н. Абсолютный воз- раст, л. н.1 Транс- грессии океана (по Р. Фейр- бриджу), л. н.
Березайский До Ленинграда 17 850 18 350 ± 950 (Vs-4); 18 000
Соминский До Финляндии 16 300 17 340 ± 840 (VS-5) 16 260 + 640 (Мо-302) 16 000
Мстинский Несколько юж- 14 800 14 300 + 210 (ЛУ-45В) 14 500
Плюсский = нее Ленинграда До Ленинграда 13 400 13 390 + 500 (Мо-296); 13 200
раунисский Охтинский _ До Финляндии 12 100 13 250 + 160 (ТА-177) От 11 800 до 12 700 2 12 500
бёллинг Аллерёд ? И 100 11 350 (Мо-205, И 000
? ? 9700 Мо-341)3 9000
Примечание. 1 Большинство датировок заимствовано из работы
М. Е. Вигдорчика с сотрудниками (1970). 2 По датировкам ТА-57, 124, 125,
191, 192, И-675, 2107, хМо-201, 304, 339, 340. 3 Возможно также датировки
ТА-188 и 190.
Как видно, расчетный и абсолютный возраст межстади-
алов совпадают почти в точности; в связи с этим принцип
расчета хронологии межстадиалов можно считать в общих
чертах верным.
Нами проведено графическое суммирование (рис. 26)
ледниковых волн, поступающих из центра оледенения,
и климатических колебаний. Для простоты оба процесса
приняты равнозначными, а влияние макропроцесса, вы-
ражающееся в общей тенденции к сокращению ледника,
исключено. Климатический ритм был нанесен с учетом его
асимметричности в прогрессивную и регрессивную фазы
оледенения (см. гл. V), а ледниковый — по расчетной хро-
нологии стадий ледникового покрова и межстадиалов.
150
Графическое суммирование совершенно определенно
свидетельствует, что именно два межстадиала — сомин-
ский и охтинский — резко выделяются своими размерами.
Рисунок результирующего ритма определенно показывает,
что субстадии могли проявиться после едровской, вепсов-
ской и невской стадий оледенения, что также в значительной
степени совпадает с известным фактическим материалом.
Стадии
Рис. 26. Графическое суммирование ледниковых и климатиче-
ских ритмов.
Ритмы: 1 — климатический; 2 — ледниковый; 3 — результирующий;
S3 — участки возможного возникновения субстадий. Обозначение
стадий то же, что и на рис. 25. Межстадиалы: Ъг — березайский; sm —
соминский; ms — мстинский; pl — плюсский; oh — охтинский; al —
аллерёд. Номенклатура СЗГУ.
Итак, на общем фоне стадиального сокращения ледника
по степени интенсивности выделяются два межстадиала:
соминский (примерно 16 300 л. н.) и охтинский (примерно
12 100 л. н.). Чрезвычайно симптоматично, что достаточно
к датам межстадиалов прибавить продолжительность всего
макроритма (40 700 лет), как будут получены датировки,
почти ни в чем не отличающиеся от датировок брёрупского
и лоопштедского межстадиалов (табл. 29).
Прямое отождествление стадий распада европейского
и американского покровных ледников вряд ли возможно.
Это связано с тем, что в отличие от европейского ледника,
питавшегося из одного центра, американский ледник пи-
тался из четырех центров (Боли, 1948; Махачек, 1961).
151
Таблица 29
Интенсивные межстадиалы времени распада последнего
и предпоследнего ледниковых покровов
Межстадиалы последнего ледниковья, их возраст, л. н. Теоретическая дати- ровка межстадиалов предпоследнего оледе- нения, л. н. Межстадиалы предпослед- него оледе- нения Абсолютный воз- раст межстадиалов предпоследнего оледенения, л. н.
Березайский, 17 850 Соминский, 16-300 Охтинский, 12 100 17 850 + 40 700 = 58 550 16 300 4- 40 700 = 57 000 12 100 + 40 700 = 52 800 | Брёруп Лоопштедт Порт- толбот 1 59 000-57 000 1 Конец межстадиала, 50 000 1 52 000 + 3000 2
Примечание. 1 Данные заимствованы из работы Н. В. Кинд (1963,
стр. 108). 2 Материалы из работы Л. Р. Серебрянного (1965, стр. 81—83).
Максимум американского покровного ледника должен
был быть причинно связанным, так же как и максимум
европейского покрова, со стадией VI|, имевшей место
24 300 л. н.6 Его хронологическое положение, согласно
радиоуглеродным определениям, отнесено к 18 000 л. н.
(Карлстрем, 1966; Серебрянный, 1963, и др.). Это значит,
что суммарное время реакции всего американского пок-
рова составило 6300 лет. Расстояние по прямой от всех
трех центров оледенения до пункта максимального про-
движения ледника (штат Огайо) соответственно составляет
1950 (от лабрадорского), 1450 (от патрицкого) и 2700 км
(от киватинского), а в среднем примерно равно 2000 км.
Была предпринята попытка произвести аналогичные
расчеты при условии, что каждый центр оледенения посылал
самостоятельно поток льда в сторону максимальной мо-
рены. Оказалось, что максимум лабрадорского потока дол-
жен был иметь место 24 300—6150 = 18 150 л. н. (так же
как и объединенный поток), максимум патрицкого потока —
24 300—4550=19 750 л. н. и максимум киватинского по-
тока — 24 300—8500=15 800 л. н. Раньше всего достиг
своих максимальных размеров патрицкий поток. Более
мощные потоки, двигавшиеся с северо-востока и се-
веро-запада, достигли этих же широт значительно позже.
Не исключено, что ледник, двигавшийся из лабрадорского
6 Американский покров распался 6000 л. н. (Farrand, 1963).
152
центра, перекрыл уже отложенные конечные морены мак-
симальной стадии патрицкого потока. Максимальное
продвижение американского ледника 21 000—20 000 л. н.
(Forsyth, 1961), видимо, следует связать с патрицким по-
током. В дальнейшем морены этой стадии были перекрыты
лабрадорским потоком и образовались морены тейзуэлл,
датируемые 18 000 л. н.
Хронологическая и причинная
взаимосвязь стадий горных и предгорных
ледников
Уже указывалось, что максимум последнего оледенения
в Альпах имел место не 13 500—13 000 л. и., а 20 GOO-
18 ООО л. н.; фактически он совпал или почти совпал с мак-
симумом европейского покровного ледника. Эту «хроноло-
гическую инверсию», по нашему мнению, можно объяс-
нить только одним — выходом крупнейших альпийских
ледников в предгорье (Максимов, 19676).
До тех пор пока наступающие ледники спускаются по
горным долинам, они в своей динамике подчиняются изме-
нению высоты снеговой линии и ведут себя как ледники
стока. Как только они выйдут из горных долин в пред-
горья или межгорные впадины и создадут предгорные лед-
ники, их динамика перейдет на режим покровных ледни-
ков —ледников растекания. Наступает коренной перелом
в жизни ледников — они стремительно растекаются до
своих максимальных пределов, определяемых тем, на
какой стадии оледенения они вышли из гор, а затем начи-
нают стадиально сокращаться по законам сокращения
покровных ледников. Время реакции за счет сравнительно
коротких расстояний существенной роли, очевидно, не
играет. Как только предгорные ледники в ходе своего сок-
ращения «втянутся» обратно в горные долины, они снова
перейдут на режим горных ледников и будут сокращаться
уже по законам горного оледенения.
Рассмотрим в качестве примера динамику ледников
в Центральных Альпах. Конечные морены последнего
оледенения были подробно изучены А. Пенком и Э. Брик-
нером (Penck, Bruckner, 1909).
На схеме стадий последнего оледенения (рис. 27),
заимствованной из работы А. Пенка и Э. Брикнера, от-
лично видно, что все конечные морены, более древние,
153
чем морены стадии бюль (П1б), отложены предгорными
ледниками.7 Это значит, что ко времени формирования
ледников стадии бюль предгорные ледники распались и
образовались обычные горные ледники. Морены стадии
бюль по высоте должны соответствовать положению кон-
Рис. 27. Стадии оледенения в долинах Роны и Ааре (по
А. Пенку и Э. Брикнеру).
1 — конечные морены горных ледников; 2 — конечные морены пред-
горных ледников.
цов ледников в зеркальную стадию Vlf (рис. 21). Оче-
видно, во время и этой стадии ледники носили горный
характер. Выход в предгорье начался позже стадии VI^.
Поскольку еще во время стадии Пб в Альпах существо-
вали предгорные ледники (которые уже в стадии П1б
стали горными), можно думать, что предгорный ледник
7 Конечная морена, расположенная в долине Роны выше Же-
невского озера и относимая к стадии бюль, лежит на высоте 400 м,
т. е. на 960 м ниже конца Алечского ледника. Согласно типовым
кривым дегляциации (рис. 17), это соответствует стадии Шб.
154
сформировался во время стадии, зеркальной стадии Пб,
т. е. во время стадии VIII;?. Не исключено также, что выход
в предгорья начался несколько раньше — во время ста-
дии Vllg, занимающей промежуточное высотное положение
между стадиями Пб и Шб. Однако существенно это
наши рассуждения не нарушает. Очевидно, что во время
стадии УЦ существовали еще горные ледники, а во время
стадии VIII| сформировались уже предгорные ледники.
Предгорные ледники стремительно распространились
до своих максимальных пределов и отложили там конеч-
ные морены максимальной стадии последнего оледене-
ния (стадия VIII§). Дальше начался стадиальный распад
предгорных ледников, который должен был пройти через
6 стадий (IX;?, Х|, Х1|, Мах, 1б и Пб). После этого пред-
горный ледник окончательно распался и началась бюль-
ская стадия оледенения, носившая уже горный характер.
На морфологической схеме А. Пенка и Э. Брикнера
(рис. 27) по долинам Роны и Ааре ниже морен бюльской
стадии отчетливо фиксируется по 6—7 конечноморенных
валов последнего оледенения. Мы попытались провести
индексацию этих морен по нашей системе.
Теоретический возраст всех названных стадий оледе-
нения нам известен (см. табл. 26). Теперь можно утвер-
ждать, что альпийские ледники, выходившие на Швейцар-
ское нагорье, должны были достигнуть своего максиму-
ма 20 600 л. н. Вероятно, эта величина за счет времени
реакции должна быть несколько уменьшена, поэтому
окончательно ее следует считать равной 20 000 л. н. Как
видно, получено почти полное совпадение с имеющимися
абсолютными оценками возраста максимума последнего
оледенения на Швейцарском нагорье (Adrian, 1963;
Staub, 1961). Окончательное таяние альпийских предгор-
ных ледников, происходившее, по данным В. Штауба
и X. Адриана, 11 500—10 000 л. н., также в общем отве-
чает нашим расчетам, так как предгорные ледники должны
были окончательно исчезнуть в Альпах 9500 л. н.
Аналогичные соотношения числа конечных морен пред-
горных ледников и высотного положения бюльских морен
имеются и в других районах Швейцарского нагорья
(Фирвальдштедское, Цюрихское и Боденское озера).
Вероятно, можно считать, что рассмотренный на при-
мере Альп механизм перехода горных ледников в предгор-
ные и обратно в той или иной степени имел место во всех
155
горноледниковых районах, где размах рельефа оказы-
вался недостаточным для чисто горнодолинного развития
оледенения.
Общий характер динамики оледенений
в верхнем плейстоцене
Картина распада горного оледенения земного шара и ее
связь с динамикой древних покровных ледников Европы
вырисовывается с большой отчетливостью. Естественно,
что, коль скоро такая система нащупывается в рамках
последнего горного и отчасти покровного оледенения,
она должна существовать и проявляться и в более широком
аспекте — в аспекте всего плейстоцена или во всяком слу-
чае верхнего плейстоцена (Максимов, 1968е).
Нами уже было установлено, что положительные экстре-
мумы макропроцесса, отвечающие наибольшему похоло-
данию, датируются в 68 700 и 28 000 л. н.; отрицательные
экстремумы, отвечающие наибольшему потеплению, —
в 46 500 и 5800 л. н. Горное оледенение, по нашим пред-
ставлениям, кульминировало 53 900 и 13 200 л. н. За это
время покровные ледники в Европе и Северной Америке
возникали и распадались дважды. Максимумы этих оле-
денений были смещены относительно положительных
экстремумов макропроцесса примерно на 9000 лет и со-
ответственно имели место около 60 000 и 19 000 л. н. Рас-
пространение покровных ледников в общем не носило ста-
диального характера. Возникнув при депрессиях снего-
вой линии примерно в 540 м (начиная со стадии VI63),
ледниковые покровы тотально продвигались к границам
своего максимального распространения. Достигнув своего
максимума, ледники, повинуясь ходу макропроцесса
(в связи с уже определившимся потеплением), начали
сокращаться. Однако волны оледенения задерживали
процесс его сокращения и придавали ему возвратно-
поступательный характер. Математическая правильность
возвратно-поступательной динамики ледников в некото-
рой степени нарушалась климатическими проявлениями
1850-летнего ритма.8
8 Вероятно, этот ритм проявлялся и во время распространения
покровов.
156
Рис.
28. Теоретическая схема плейстоцена.
Таким образом, распространение оледенений носило
характер ледниковых наводнений, стремительно (в ге-
ологическом смысле этого слова) распространявшихся
по равнинам Европы и Северной Америки. Сокращение
ледниковых покровов, напротив, носило стадиальный
возвратно-поступательный характер. После перехода мак-
ропроцесса в область отрицательного баланса (после
максимальной стадии горного оледенения) наступал стре-
мительный распад ледниковых покровов. Общая продол-
жительность существования европейского и американ-
ского покровов была небольшой (всего 18 000—17 000 лет)
по сравнению с общей продолжительностью макроритма
(40 700 лет).9
Особого внимания заслуживают интервалы времени,
заключенные между отрицательными и положительными
экстремумами макропроцесса (рис. 28). Итак, 46 500 л. н.
имело место межледниковье, отделяющее предпоследнее
оледенение от последнего. С этого момента и вплоть до
последнего положительного экстремума (28 000 л. н.)
происходило прогрессивное похолодание. Особенно ин-
тенсивно оно стало проявляться после перехода макро-
процесса из области отрицательного баланса в область
положительного, т. е. 34 500 л. н. Своей кульминации по-
холодание достигло 28 000 л. н. Однако, несмотря
на холодный климат, покровные ледники как в Европе,
так и в Северной Америке еще не образовались. Это легко
объясняется тем, что горное оледенение в Скандинавских
горах и в горах Лабрадора еще не достигло критических
размеров, при которых начинается образование леднико-
вых покровов. Итак, промежуток времени примерно с
40 000 л. н. (особенно с 34 500 л. н.) и до 28 000 л. н. обла-
дал совершенно необычными условиями — это было, вы-
ражаясь фигурально, ледниковое межледниковье, т. е. кли-
мат был холодным, но ледниковый покров отсутствовал.
9 За время последнего оледенения, т. е. в среднем за 17 500 лет,
/17 500 п _\
должно было проявиться 9.5 многовековых ритмов! • ^§59 '= 9.bl
И. Куйпер (Kuiper, 1968), изучая отложения Ашерслебенского озера
в предгорьях Гарца, пришел к выводу, что за время вислинского оле-
денения проявилось 10 арктических стадиалов и 9 субарктических
интерстадиалов, т. е. всего 9.5 ритмов. Таким образом, лишний раз
подтверждаются не только продолжительность последнего оледене-
ния, но и сам факт существования 1850-летнего ритма.
158
Начиная с положительного экстремума макропроцесса
(т. е. 28 000 л. н.), климатический процесс изменил свой
знак — началось повсеместное потепление. Однако
24 300 л. н. (стадия VI|) развивавшееся горное оледене-
ние породило европейский и американский покровы,
которые начали стремительно распространяться к югу.
Ледниковое охлаждение местности, вызванное продвига-
ющимися вперед ледниками, вступило в противоборство
с прогрессивно теплеющим климатом. На определенном
этапе охлаждающее воздействие ледяных щитов взяло
верх над теплеющим климатом и наступило, выражаясь
фигурально, ледниковое ледниковье. Итак, между
28 000 и примерно 24 000 л. и. имел место климатический
межстадиал, после которого наступил ледниковый век.
После достижения максимума покровного оледенения
(19 000 л. н.) начался стадиальный возратно-поступа-
тельный его распад, осложненный климатическим 1850-
летним ритмом. Окончательный распад оледенения про-
изошел 7000—6000 л. н.
Исходя из предположения, что предпоследнее оледе-
нение хронологически было точной копией последнего,
можно составить следующую общую схему палеогеографии
верхнего плейстоцена (рис. 28, табл. 30).
Центральное место в истории верхнего плестоцена
Западной Европы занимает гёттвейгский межстадиал.
Согласно концепции X. Гросса (Gro[3, 1960а, 1960b, и др.),
гёттвейг является межстадиалом, охватывающим проме-
жуток времени с 44 000—43 000 до 29 000 л. н. (см. также
Zagwijn, 1961). Новые материалы показали, что такого
длительного межстадиала с теплым климатом в действитель-
ности не было; хронологическое положение собственно
гёттвейга было понижено до 47 000—43 000 л. н. Период
времени с 43 000 до 29 000 л. н., ранее включавшийся
в гёттвейг, был признан гораздо более холодным, его никак
нельзя рассматривать как межстадиал. Сам X. Гросс
в последней работе (Gro|3, 1963) вместо гёттвейга выделяет
большой вюрмский межледниковый комплекс, включаю-
щий как межстадиалы, так и ледниковые стадии. Как
пишет Л. Р. Серебрянный, «возникла тенденция к отожде-
ствлению гёттвейга с одним из наиболее древних межста-
диалов последнего оледенения, например с лоопштедт-
ским или брёрупским» (1965, стр. 74). Наряду с этим суще-
ствовала ранее (Gotzinger, 1936) и была выдвинута вновь
159
Таблица 30
Теоретическая схема верхнего плейстоцена и ее обоснование
Предполагаемые события Их теоре- тический возраст, л. н. Фактические события Их абсолют- ный возраст, л. н.
Западная и Цен- тральная Евро- па; в скобках зоны по Ф. Цей- неру европейская часть СССР Северная Аме- рика Сибирь
Кульминация предпоследнего меж- ледниковья Трансгрессия 87 000 Земское межлед- никовье (Пг) Одинцовское (рославльское) межледниковье Сангамонское межледниковье, межледниковье в зал. Кука Межледниковье Старше 80 000— 70 000; 87 000
Изменение клима- та от умеренного до холодного 87 000—75 000 Постепенное цохолодание от эема до датских средних слоев (Пд, е, ж) Холодный период в конце один- цовского меж- ледников ья, холодный интер- вал рославль- ского межлед- никовья Сведений нет
Холодный климат без ледника (псевдо- гляциал) 75 000—69 000 Датские средние слои (III)
Умеренный меж- стадиал 69 000—65 000 Межстадиал амерсфорт Потепление в самом конце рославльского межледниковья Межстадиал сен-пьер «Морское» зы- рянское оледе- нение 67 000—64 000
Возникновение 1 предпоследнего по- крова Регрессия 65 000 Сведений нет Сокращение арктических покровов, окон- чание «морского» зырянского оле- денения Сведений нет
Кульминация предпоследнего по- крова 60 000 Максимум оле- денения вюрм I —варта (между III и IV) Максимум московского оледенения Максимум оле- денения ранний ВИСКОНСИН—ник Примерно 60 000
Горно-предгор- но-покровное
Теплые межста- диалы времени ра- спада предпослед- него покрова 58 550 57 000 52 000 Межстадиал брёруп Межстадиал лоопштедт Межстадилы более 52000— [50000 л. н. (ГИН-175; ГИН-178)
Межстадиал порт-толбот 1 59 000-57 000; ранее 50 000
Максимум пред-
последнего горного
оледенения
Исчезновение
W предпоследнего по-
крова
Максимов
Кульминация
последнего межлед-
никовья
Изменение клима-
та от умеренного до
холодного
Холодный климат
без ледника (псевдо-
гляциал)
Умеренный меж-
стадиал
53 900 Р ]
48 000—47 000
46 500 Гёттвейгское межледниковье, феллабрун, низы скерумхеде IVa
46 500—34 500 «Большой вюрм- ский межстади- альный ком- плекс»; интер- пленигляциал— основной вюрм (вюрм II); сред- няя часть свиты скерумхеде (IV6, Va)
34 500-28 000
28 000-24 300 Межстадиал паудорф (гёта- эльв)—рикс- дорф?—самый верх свиты скерумхеде (V6?)
и с с Сакагава-ридж = моно-бейсин зырянское оледенение Сведений нет
Сведений нет Каргинское межледниковье Сведений нет
Микулинское межледниковье Межледниковье порт-толбот II 47 500-43 000
«Холодные» слои конца микулин- ского межлед- никовья Похолодание средний Вискон- син, средний сидней Примерно 43 000-29 000
Брянский меж- стадиал (верхи молого-шекснин- ского межледни- ковья) Межстадиал плам-пойнт (фарм-крик) «Морское» оле- денение в Арктике, затем потепление в конце каргин- ского межлед- никовья 29 000—25 000
Таблица 30 (продолжение)
Предполагаемые события Их теоре- тический возраст, л. н. Фактические события Их абсолют- ный возраст, л. н.
Западная и Цен- тральная Евро- па; в скобках зоны по Ф. Цей- неру Европейская часть СССР Северная Аме- рика Сибирь
Возникновение последнего покрова 1 Регрессия | 24 300 Нижний предел оледенения поздний вюрм (вюрм III)— висла Нижний предел валдая Нижний предел оледенения / ОСНОВНОЙ ВИС- КОНСИН Безледниковый период на мате- рике; постепен- ный рост горных ледников 26 000—24 000
Кульминация последнего покрова 19 000 Максимум оле- денения поздний вюрм (вюрм III)— висла Максимум оле- денения валдай Максимум оледенения основной ВИСКОНСИН 20 000-18 000
Теплые межста- диалы времени рас- пада последнего по- крова 17 850 16 300 12 100 Межстадиал бёллинг Березайский межстадиал Соминский межстадиал Охтинский межстадиал Сведений нет 16 260 12 715-12 150
Максимум послед- него горного оледе- нения Трансгрессия 13 200 Вюрм Булл-лейк + пайндейл + новейшее Максимум сар- танского оле- денения Примерно 15 000-13 000
Исчезновение последнего покрова 7000-6000 Окончательное исчезновение европейского покрова Окончательное исчезновение американского покрова — 7000-6000
Кульминация но- вейшего межледни- ковья 5800 Климатический оптимум голоцена 6000-5000
Изменение клима- та от умеренного до холодного С 5000—4000 Похолодание С 5000-4000, особенно с 2500
(Москвитин, 19666) точка зрения о том, что гёттвейгские
почвы отвечают последнему межледниковью, а совсем
не межстадиалу.
Гёттвейг в указанном объеме почти в точности совпа-
дает с межстадиалом порт-толбот в Северной Америке,
датированным 47 500—43 000 л. н. (de Vries, Dreimanis,
1960). Н. В. Кинд (1966) приводит интересные данные аме-
риканских геологов. Оказалось, что средний горизонт
межстадиальных отложений (порт-толбот II) отвечает
датировкам 47 690—31 400 л. н. Это указывает на значи-
тельно большую продолжительность интерстадиала порт-
толбот II. Любопытно, что выделен интерстадиал порт-
толбот I, возраст которого А. Дрейманис оценивает
в 50 000 лет или несколько более (52 000+3000 лет).
Хронологически он приближается к межстадиалам вре-
мени распада предпоследнего покрова, в частности к ло-
општедтскому межстадиалу.
Возвращаясь к табл. 30, нетрудно заметить, что гёт-
твейг—порт-толбот (в узком смысле этого слова) совпадает
со временем кульминации последнего межледниковья,
поэтому мы склоняемся к мысли, что гёттвейг—порт-
толбот в действительности отвечает не межстадиалу,
а межледниковью.
Удивительным является период, последовавший за
гёттвейгом (43 000—29 000 л. н.). Мы уже говорили о том,
что X. Гросс первоначально считал этот промежуток вре-
мени межледниковым, а затем приурочил к нему леднико-
вые стадии. П. Вольдтштедт (Woldstedt, 1960) считает, что
древний вюрм был отделен от молодого вюрма длительным
отрезком времени с переменной климатической обстанов-
кой, включающей как межстадиалы, так и осцилляции
ледника. Л. Р. Серебрянный (1965) пришел к выводу, что
в интервале от 42 000 до 30 000 л. н. преобладала (в северо-
западной и Северной Европе, — Е. М.) суровая перигля-
циальная обстановка в связи с продвижением льдов
на юг» (стр. 83).10
10 В новейшей работе Я. М. Пуннинга (1971) приводятся радио-
углеродные определения возраста межледниковых отложений из
разрезов Карукюла и Пээду (Прибалтика), Гражданский Проспект
(г. Ленинград), Сухона, Поной и Чапома (Север европейской части
СССР). Полученные данные по образцам, взятым из различных ча-
стей межледниковых слоев, показывают возраст 31 000—48 000 л. н.
Автор считает, что они доказывают существование второго поздне-
плейстоценового межледниковья.
И*
163
В. Штауб (Staub, 1961) полагает, что в промежутке
времени 40 000—27 000 л. н. на Швейцарском плоскогорье
имел место гёттвейгский интеретадиал. В общем аналогич-
ные взгляды мы находим у X. Адриана (Adrian, 1963),
который считает, что в долине Ааре во время последней
ледниковой эпохи было только две стадии. И во время
первой стадии (60 000 л. н.), и во время второй (20 000—
18 000 л. н.) ледник доходил до Берна.11 Еще более опреде-
ленна точка зрения Ф. Цейнера (1963), который, согласно
радиационной кривой Миланковича, считает промежуток
времени между 60 000 и 30 000 л. н. межледниковым.
Следует заметить, что нигде в Европе сколько-нибудь
надежных моренных отложений, относящихся к интер-
валу времени 42 000—30 000 л. н., найдено не было
(Кинд, 1966). На наш взгляд, несколько недооценена роль
морской свиты скерумхеде (Дания). Нижняя часть этой
свиты свидетельствует о развитии умеренной флоры с ли-
ственными лесами, верхняя часть — о развитии субарк-
тической флоры (Цейнер, 1963, табл. 2). Уже сам факт, что
море в то время трансгрессировало, говорит в пользу
того, что оледенения в то время не было. Стратиграфически
свита скерумхеде находится ниже отложений последнего
оледенения. Формирование этой свиты охватило, очевидно,
продолжительный интервал времени, предшествовавший
паудорфскому (гёте-эльвскому) межстадиалу. А. Йессен
(Jessen, 1936) показал, что свита скерумхеде отлагалась
в сравнительно умеренных и холодных климатических
условиях.12
Приведенные факты подтверждают, что интервал вре-
мени 42 000—30 000 л. н. отличался чрезвычайно противо-
речивыми условиями, что и побудило некоторых исследова-
телей считать его межледниковым, а других — ледниковым.
Очевидно, на протяжении всего этого периода происходило
прогрессивное похолодание. В начале периода условия
были близки межледниковым, а в конце — ледниковым.
Всему периоду свойственны трансгрессивные условия;
11 Кремские почвы в Австрии датированы в 46 800 +1800 и
41 400 +180 л. н. (Vogel, Zagwijn, 1967).
12 О трансгрессивных условиях в интервале времени 45 000—
24 000 л. н. на побережье Бристольского залива пишет Д. Донован
(Donovan, 1962). Межледниковые условия на севере Финляндии
и в Швеции датированы более чем 35 000 л. н. (Korpela, 1962; Mag-
nusson, 1962).
1’64
надежных следов моренных отложений, образовавшихся
в то время, не найдено. Приведенная характеристика этого
периода совпадает с теоретически обоснованным нами
периодом (рис. 28) прогрессивного похолодания, после-
довавшим за гёттвейгом и охватывавшим промежуток
времени 40 000—28 000 л. н. (при этом промежуток вре-
мени 40 000—34 500 л. н. был умеренным, а 34 500—
28 000 л. н. — холодным).
В общем аналогичная картина имела место и в Север-
ной Америке. Согласно Т. Карлстрему (1966), граница
оледенений ник и нэптаун на Аляске, которые он сопо-
ставляет с оледенениями айова и висконсин на североаме-
риканском континенте, приблизительно относятся ко вре-
мени 45 000 л. н. Мы уже отмечали, что этот период отве-
чает межстадиалу (межледниковью) порт-толбот II.
В самое последнее время А. Дрейманис и Д. Фогель
(Dreimanis, Vogel, 1965) уточнили палеогеографические
условия межстадиала порт-толбот в районе оз. Эри.
Между межстадиалом порт-толбот I (52 000—50 000 л. н.)
и межстадиалом порт-толбот II был короткий ледниковый
стадиал. Межстадиал порт-толбот II охватил промежуток
времени 49 000—30 000 л. н. Между порт-толботом II и
плам-пойнтом было короткое похолодание без ледника,
проявившееся около 28 000 л. н. На востоке о. Ванкувер
выделены (Fyles, 1963) морены древнего оледенения мэпл-
гард и молодого уошон. Между ними залегают осадки
серии квадра, накопившиеся во время продолжительного
межстадиала, возраст которого, согласно С14, 40 000—
25 000 л. н. Воронцовская трансгрессия на Аляске датиро-
вана интервалом времени 48 000—33 000 л. н. (см. табл. 21).
Судя по приведенным данным, в Северной Америке,
так же как и в Европе, интервал времени 40000—30000 л. н.
был безледниковым, но холодным (особенно в конце пе-
риода).
Что касается более позднего времени, то здесь ясности
гораздо больше. К этому периоду относятся паудорфский
(гёте-эльвский) межстадиал в Европе и плам-пойнтский
(фарм-крикский) межстадиал в Северной Америке. Дати-
руются эти межстадиалы интервалом времени 29 000—
22 200 (чаще 25 000) л. н. Как видно, они почти в точности
совпадают с умеренным интерстадиалом (рис. 28).
Межледниковые условия на юге Швеции датированы
Ф. Бротценом (Brotzen, 1961) и Г. Лундквистом (Lundq-
165
vist, 1962) интервалом времени 30 000—26 000 л. н. Верх-
няя граница межледниковья в Европе определяется (Gui-
llien, 1962) в 28 000—25 000 л. н. Сопоставляя датировки
упомянутых выше авторов, можно полагать, что время
появления последнего покрова определяется периодом
26 000—25 000 л. н. Нижний предел висконсинского оле-
денения (Guillien, 1962) — 26 000—24 000 л. н. Итак,
можно допустить, что последний покров как в Европе, так
и в Америке возник в интервале времени 26 000—24000 л. н.,
что в общем совпадает с теоретической датой возникновения
покрова, определенной нами в 24 300 л. н. Более позд-
ние этапы развития и распада последнего покрова в Ев-
ропе и в Северной Америке нами были рассмотрены
выше.
Что касается более ранних этапов истории верхнего
плейстоцена Европы и Америки (до гёттвейга—порт-
толбота), то сведения фактического характера здесь более
ограничены. Кульминацию предпоследнего оледенения
(вюрм I —ранний висконсин) обычно относят примерно
к 60 000 л. н. (Серебрянный, 1963; Карлстрем, 1966, и др.).
Предпоследнее эемское (сангамонское) межледниковье
большинством исследователей довольно дружно относится
ко времени несколько более раннему, чем 80 000—
70 000 л. н.
Итак, общий ход изменения палеогеографической об-
становки с конца предпоследнего межледниковья и до мак-
симального распространения ледников предпоследнего оле-
денения в общем совпадает с нашими теоретическими пред-
посылками. Этот вывод находит серьезное подтверждение
в точном хронологическом совпадении намеченного нами
умеренного межстадиала (69 000—65 000 л. н.) с абсолют-
ным возрастом межстадиала амерсфорт в Европе и межста-
диала сен-пьер в Северной Америке (Кинд, 1962, 1963;
Серебрянный, 1965).
Пока остается неопределенным только промежуток
времени между кульминацией эемского (сангамонского)
межледниковья и амерсфортским (сен-пьерским) межста-
диалом. Некоторое представление об этом интервале можно
составить себе, анализируя сводный палеогеографический
разрез Дании (Цейнер, 1963, табл. 2). Достаточно хорошо
видно, что на протяжении продолжительного времени
после эемского межледниковья происходило постепенное
похолодание, достигшее кульминации во время отложения
166
датских средних слоев. В то время климат Ютландии носил
субарктический характер. Ф. Цейнер совершенно опреде-
ленно указывает, что формирование датских средних слоев
нельзя сопоставлять ни с вислинской, ни с вартской фазами
оледенения. По его мнению, датские средние слои обязаны
своим образованием самостоятельной фазе похолодания
меньшего значения, чем вартская и вислинская. Далее
Ф. Цейнер указывает, что эта холодная фаза была заведомо
раньше вислинского оледенения; она была более позд-
ней, чем заальская ледниковая эпоха, т. е. отвечала зааль-
ско-вартскому или вартско-вислинскому интервалу. Без
серьезных на то оснований он считает вартскую фазу оле-
денения моложе свиты скерумхеде. Вместе с тем Ф. Цейнер
признает, что климат последнего межледниковья в тече-
ние второй (эемское межледниковье) и четвертой (нижняя
часть свиты скерумхеде) фаз был определенно мягким,
несколько даже более теплым, чем современный. Отсюда
остается один шаг до того, чтобы между этими двумя теп-
лыми (по существу межледниковыми) периодами поме-
стить вартское ледниковье. В этом случае картина стано-
вится удивительно определенной. После эемского межлед-
никовья происходило прогрессивное похолодание, которое
достигло своего максимума во время отложения датских
средних слоев (ледника в этот период не было). По-види-
мому, сразу после образования датских средних слоев
имел место амерсфортский межстадиал, после которого
распространился вартский ледниковый покров. Брёруп-
ский и лоопштедский межстадиалы проявились во время
распада вартского оледенения. Далее началось отложение
свиты скерумхеде, нижняя часть которой отвечает гёт-
твейгу, а верхняя — пленигляциалу; затем, после паудор-
фского межстадиала, началось собственно последнее оле-
денение (рис. 28).
Особенно важно подчеркнуть один вытекающий из всех
вышеприведенных рассуждений вывод: после эемского
межледниковья в Европе было только два оледенения —
варта и висла (можно их также именовать ранним и позд-
ним вюрмом). Следует при этом отметить, что никаких
сколько-нибудь определенных отложений или краевых
образований, кроме вартских и вислинских, в Европе
неизвестно. Однако за указанный промежуток времени,
помимо двух названных оледенений, было два периода
с почти гляциальным климатом (75 000—69 000 и 34 500—
167
28 000 л. н.). Эти периоды мы предлагаем именовать псевдо-
гляциальными.
В Северной Америке картина, вероятно, была совер-
шенно аналогичной. После сангамонского межледниковья
проявилось только два оледенения, установленных вполне
определенно, — ранний висконсин (или айова) и основ-
ной ВИСКОНСИН.
О плейстоцене Русской равнины
Московское оледенение Русской равнины чаще всего сопо-
ставляется с оледенением варта в зарубежной Европе
(правда, И. П. Герасимов, Л. Р. Серебрянный и Н. С. Че-
ботарева не считают этот вопрос окончательно решенным).
Если встать на эту точку зрения, то, согласно изложенному
выше расчленению верхнего плейстоцена зарубежной Евро-
пы, придется пересмотреть установившиеся взгляды на плей-
стоцен Русской равнины. Московское оледенение необходи-
мо будет перенести в верхний плейстоцен и отказаться от
сопоставления микулинского и эемского межледниковий.
В этом случае останется только один выход — сопоставить
микулинское межледниковье с гёттвейгом. Именно в этом
заключается суть всей проблемы.
А. И. Москвитин по этому вопросу пишет (1966а):
«При этом я убедился в полном сходстве разрезов (имеются
в виду разрезы ГДР и Чехословакии, — Е. М.) с нашими,
а также, к своему изумлению, и в том, что „гёттвейгским
почвенным комплексом44 (феллабрунским или Штил-
лфрид А) называют совсем не молого-шекснинскую почву,
а комплекс, состоящий из двух, местами трех погребенных
почв, в которых мы у себя на родине привыкли видеть отра-
жение климата микулинского межледниковья (называе-
мого также «рисс-вюрмом») и верхневолжского интерста-
диала» (стр. 75, 76). Далее он указывает, что для почвы
молого-шекснинского межледниковья в Центральной Ев-
ропе применяют термин паудорф, а кремской или эемской
почвой называют древнюю почву, лежащую глубже гёт-
твейга и тождественную по виду и положению с нашей
почвой одинцовского межледниковья. В другой работе
А. И. Москвитин (19666) уже прямо отождествляет гёт-
твейгскую почву с микулинской.
Микулинские и молого-шекснинские отложения, ко-
торые большинством авторов рассматриваются как одно-
168
возрастные, неоднократно датировались по С14. Конеч-
ных датировок получено сравнительно немного. Среди них
следует назвать образцы Ле-19 (36 600+1500 л. н.) и
ГИН-173 (33 300 + 500 л. н.), непосредственно относящиеся
к микулинскому межледниковью, образцы Ле-21 (25 900 +
900 л. н.), Ле-22 (28 800 + 2000 л. н.), Ле-23 (31 900 + 880 л. н.),
Ле-24 (39 400 + 2000 л. н.), Ле-25 (39 600 + 2000 л. н.),
Ле-26 (42 700 + 2000 л. н.), ГИН-176 (30 700+300 л. н.),
рассматриваемые как молого-шекснинские, и образцы
Ле-56 (36 500 + 100) и Ле-57 (47 400 + 1400 л. н.), отвечаю-
щие мгинской трансгрессии.13 Значительное количество
датировок, не показавших конечного результата (Ле-17,
Ле-20, Ле-185, Мо-202, Мо-256, Мо-299, Мо-317, Мо-318,
Мо-304, Мо-362, Мо-375, Мо-401, Мо-402, ГИН-102а,
ГИН-174, ГИН-175, ГИН-177, ГПН-178, ГИН-190 и др.)
и относимых к микулинскому или молого-шекснинскому
межледниковью или к ранневалдайским межстадиалам,
совершенно определенно свидетельствует о возрасте более
50 000, 40 000, 30 000 л. н. При этом основная масса об-
разцов показала возраст более 45 000—30 000 л. н.
Приведенные датировки (как имеющие конечный ре-
зультат, так и не имеющие его) с удивительным упорством
указывают на отрезок времени, заключенный между
50 000 и 30 000 л. н. На наш взгляд, нет ни малейших осно-
ваний приписывать этим образцам эемский возраст, обычно
определяемый более 80 000—70 000 л. н.
Итак, почти все имеющиеся в нашем распоряжении
радиоуглеродные датировки определенно указывают на
то, что микулинское или молого-шекснинское межледни-
ковье не может быть сопоставлено с эемским, ибо оно хро-
нологически совпадает с гёттвейгом в широком смысле
этого слова (т. е. гёттвейгским межледниковьем и последо-
вавшим после него псевдогляциалом).
В работе И. П. Герасимова, Л. Р. Серебрянного и
Н. С. Чеботаревой (1963) читаем: «в некоторых разрезах
13 Молого-шекснинские осадки датировались вторично. Были
получены датировки 35 360 +400 л. н. — для верхней части разреза
и 46 270 +240 л. н. — для нижней части разреза (Арсланов и др.,
1967). В этой же работе сделана попытка ревизии возраста молого-
шекснинских отложений. Авторы пришли к заключению, что эти
осадки откладывались ранее+2 000—46 000 л. н. Правда, единствен-
ная конечная дата оказалась равной 37 850 +760 л. н. (обр. ЛГ-46).
Как видно, опа полностью сопоставима с предыдущими определе-
ниями возраста молого-шекснипских осадков.
169
(Плёс на Волге, Пушкари под Витебском) надмикулинскими
межледниковыми слоями вскрываются горизонты с пери-
гляциальной флорой, которые, видимо, можно отнести
к валдайскому оледенению. Еще выше залегают слои, пы-
льцевые спектры которых отражают некоторое потепле-
ние климата, выражающееся в уменьшении роли перигля-
циальной растительности и развитии хвойных лесов.
Стратиграфическое положение последнего горизонта, пе-
рекрытого мореной (Пушкари) либо снова перигляциаль-
ными отложениями (Плёс), дает основание для предвари-
тельного заключения о существовании раннего валдай-
ского межстадиала, предшествовавшего, вероятно, макси-
мальному распространению оледенения» (стр. 53). Авторы
считают, что этим межстадиалом был верхневолжский
межстадиал, возраст которого, судя по образцу Мо-202,
более 29 000 лет.
Как мы видим, описана та же самая последовательность
событий, которая имела место после гёттвейгского меж-
ледниковья в Европе, — после сравнительно теплого
межледниковья наступило похолодание, выразившееся
даже в появлении перигляциальной флоры (ледника,
однако, не было), затем наступил умеренно теплый интер-
вал, после которого началось последнее оледенение.
Этот умеренно теплый интервал совершенно точно зафикси-
рован на Русской равнине в виде брянского межстадиала,
датированного 29 000—25 000 л. н. и сопоставляемого
с паудорфом. Палеогеографическое положение верхневолж-
ского межстадиала остается пока неопределенным. Вероят-
нее всего он просто тождествен брянскому межстадиалу.
По нашему мнению, и микулинское, и молого-шекснин-
ское, и каракюласское межледниковья и межледниковье
Гражданский Проспект, а также верхневолжский и
брянских межстадиалы — все это составные части одного
последнего межледниковья (раньше рисе—вюрм), разде-
ляющего московское и валдайское оледенения и охватив-
шего промежуток времени между 50 000 и 24 000 л. н.
Как уже было показано, условия во время межледниковой
эпохи менялись от теплых к умеренным, затем к холодным
и потом опять к умеренным. Поэтому неудивительно, что
спорово-пыльцевые характеристики одного межледни-
ковья могут быть столь различными (все зависит от того,
к какому хронологическому интервалу межледниковья
они относятся). Более того, в известной степени к послед-
170
нему межледниковью могут быть отнесены межстадиалы
распада предпоследнего покрова — брёруп и лоопштедт
(так как они проявились уже после максимума предпослед-
него покрова), имевшие место в интервале времени 59 000—
50 000 л. и.
Видимо, аналогичную структуру имело и одинцовское
(рославльское) межледниковье, сопоставляемое нами с
эемом. А. И. Москвитин считает, что первая половина один-
цовского межледниковья имела сухой и теплый климат,
а вторая половина — прохладный и влажный (1966а,
стр. 76). И. П. Герасимов, Л. Р. Серебрянный и Н. С. Че-
ботарева (1963) пишут о холодном спектре одинцовских
глин. Наконец, Е. М. Вишневская и Л. В. Калугина (1970)
выделяют в одинцовском межледниковье теплый и холод-
ный этапы.
Не таким бесспорным представляется отождествление
бореальной, мгинской и эемской трансгрессий, предлага-
емое М. А. Лавровой (1961) и поддержанное многими дру-
гими исследователями. На этот факт уже обратили внима-
неи В. Г. Легкова и А. И. Москвитин. Последний по этому
вопросу пишет: «Я такого сходства не нахожу (имеются
в виду осадки мгинской и бореальной трансгрессий, —
Е. М.) и считаю, что если в фауне мгинских слоев и боре-
альной трансгрессии в 500 км к северо-востоку от Ленин-
града — на Северной Двине и Ваге — наблюдается столь
разительное несходство, причем „в обратном направлении44,
при увеличении количества лузитанских и лузитанско-
бореальных элементов, почему говорить об их одновозраст-
ности очень трудно, то и во флоре нет не только тождества,
но и простого сходства с микулинскими слоями» (1966в,
стр. 233, 234).
Из сказанного становится очевидным, что безоговороч-
ное сопоставление мгинской трансгрессии, а соответствен-
но и микулинского межледниковья с эемом вряд ли воз-
можно.14 Видимо, мгинская трансгрессия была позже
эемско-бореальной трансгрессии, а климатические условия
времени мгинской трансгрессии были несколько холоднее.
По нашему мнению, мгинской трансгрессии в зарубежной
Европе отвечают морские отложения скерумхеде, нижний
14 Н. И. Апухтин, И. М. Покровская, В. В. Шарков, С. В. Яков-
лева (1959) мгинские отложения относят ко второй послебореальной
(послеэемской) межледниковой трансгрессии, а О. М. Знаменская
(1959) считает их микулинскими.
171
ярус которых (83 м) содержит бореальные и бореально-
арктические формы моллюсков.
Судя по ряду признаков, микулинская почва формиро-
валась в условиях несколько более холодных, чем зем-
ская почва. Поэтому сопоставление микулинских почв
с гёттвейгскими черноземами (Schonhals, 1951) не ка-
жется невероятным. С другой стороны, различия этих почв,
а также отвечающих им спорово-пыльцевых спектров
не слишком велики. Ф. Цейнер, анализируя датские раз-
резы, считает возможным определить климат эемского
межледниковья, а также периода формирования нижней
части свиты скерумхеде, которую мы считаем собственно
гёттвейгской, как мягкий и умеренный, в среднем немного
теплее современного. В связи с этим ошибочное отнесение
микулинских почв к земскому времени не вызывает удив-
ления.
Таким образом, предлагаемая нами теоретическая
схема событий верхнего плейстоцена как будто находит
серьезное подтверждение не только в истории верхнего
плейстоцена зарубежной Европы и Северной Америки,
но и в истории верхнего плейстоцена европейской части
СССР.
О плейстоцене Сибири
Чередование покровных оледенений и морских трансгрес-
сий на протяжении всего плейстоцена как будто не вызы-
вает сомнений. Эта концепция и строго логична, и в зна-
чительной степени обоснована. Однако к условиям Се-
вера Сибири (по последним данным) она неприменима:
оледенения, если они вообще здесь были, происходили
не в момент регрессий, а как раз в момент распространения
морских трансгрессий. Не ставит ли это под сомнение саму
идею чередования покровных оледенений и морских транс-
грессий?
Ледники могли надвигаться на Северную Сибирь из
двух принципиально разных центров — с арктических
островов (Новая Земля, Северная Земля) и с расположен-
ных на материке горных систем (Полярный Урал, горы
Бырранга и Путорана). Посмотрим, как в свете предлага-
емой нами схемы должны были действовать эти центры.
Трудно сказать точно, когда покровные ледники поя-
вились на Новой Земле и на Северной Земле, но, поскольку
они есть сейчас (по принципу зеркальности, рис. 21),
172
покровные ледники на этих островах должны были суще-
ствовать примерно во время стадий Ц—П^, т. е. 33 550—
31 700 л. н. Своего максимума новоземельский и северно-
земельский покровы должны были достигнуть в связи
с положительным экстремумом макропроцесса, т. е. во
время стадии оледенения IV|, имевшей место 28 000 л. н.
(время реакции из-за малых размеров покровов можно
здесь не учитывать совсем). Однако, судя по динамике
гигантских европейского и американского ледниковых
щитов, которые фактически регулировали уровень Миро-
вого океана, в это время на земном шаре преобладали транс-
грессивные условия. Трансгрессия охватывала проме-
жуток времени между 50 000 и 24 000 л. н. В связи с этим
ни новоземельский, ни северноземельский покровы сухо-
путным путем не могли попасть в пределы Сибири. Однако
айсберги, откалывавшиеся от этих покровов, могли дости-
гать северного побережья Сибири. Каргинская трансгрес-
сия, хотя она была и невелика по размерам, предохранила
основную часть Сибири от проникновения арктических
покровных льдов. Активизация арктических ледников,
не вызвав оледенения Сибири, похолоданием все же сопро-
вождалась. Это похолодание особенно отчетливо должно
было проявиться в интервале времени 33 000—28 000 л. н.
После 28 000 л. н., согласно общему ходу макропро-
цесса, арктически ледники начали сокращаться и насту-
пило временное потепление, синхронное паудорфскому и
брянскому в Европе. Горные ледники Урала и Сибири на
протяжении всего этого времени неуклонно росли. Как
известно, ледники последнего, сартанского, оледенения
почти нигде за пределы гор не выходили (Стрелков, 1965;
Баранова, Бискэ, 1964, и др.) и кульминировали примерно
14 000-13 000 л. н. (ГИН-90 - 13 000 + 100 л. н.; ГИН-
91 - 13 300+50 л. н.).15
Возможно, что в некоторых арктических горных сис-
темах (например, горы Бырранга) сартанские ледники
выходили в прегорья. Меняя свой режим с горного на
предгорный, эти ледники должны были кульминировать
раньше горных (см. выше).
В целом картина сартанского времени такова. Во время
распространения покровов арктических архипелогов Си-
бирь была защищена трансгрессивным каргинским морем;
«Список радиоуглеродных датировок. . .», 1966.
173
во время распространения европейского и американского
покровов, когда началась общая регрессия океана, арк-
тические ледники уже находились в состоянии распада;
горные ледники кульминировали значительно позже и
почти нигде за пределы гор не выходили. Следовательно,
на протяжении всего предвалдайского и валдайского вре-
мени большая часть Северной Сибири переживала межлед-
никовые условия.
Нарисованная нами картина предсартанского и сар-
танского времени в общих чертах согласуется с фактиче-
ским материалом. Известно, что в предсартанское время
на территории Сибири имело место каргинское межлед-
никовье, датируемое 50 000—34 000 л. н. (Zubakov, 1969).16
После него активизировались криогенные процессы, от-
ражающие общее похолодание, связанное с псевдогляциа-
лом (32 500—30 500 л. и.), а затем наступил умеренный
межстадиал (26 900—24 800 л.н.). Начавшееся затем похо-
лодание было связано с распространением и кульмина-
цией горных ледников и кое-где с выходом ледников в пред-
горья. В самое последнее время появилась обобщающая
схема климатостратиграфического подразделения Си-
бири, составленная Н. В. Кинд (1971; табл. 31). Как
видно, основные этапы развития палеогеографической
обстановки Сибири в обеих схемах достаточно близки.
Очевидно, и во время более ранних оледенений после-
довательность событий в Сибири была аналогичной.
Однако и казанцевская и тем более бореальная трансгрес-
сии были гораздо обширнее каргинской, поэтому покры-
тые айсбергами трансгрессивные моря далеко проникали
в пределы Сибири. Кроме того, за счет большей интенсив-
ности волн холода, породивших предпоследнее и тем
более предпредпоследнее оледенения, горные ледники
Урала и Сибири выходили из гор, образовывая во время
регрессий предгорные ледники и небольшие покровы.
Именно с этим выходом ледников из гор связаны две-
три стадии зырянского оледенения (Сакс, 1946; Стрелков,
1954; Полькин, 1957; Исаева, 1963). Используя предла-
гаемую нами схему, можно рассчитать хронологию всех
гляциальных проявлений в Сибири на протяжении боль-
шей части плейстоцена.
16 Видимо, к этому же времени может быть отнесено и колпа-
шевское межледниковье Томской области, возраст которого 45 000 ±
+ 600 л. н. (Арсланов и др., 1968).
174
Таблица 31
Теоретическая схема палеогеографии Сибири, составленная автором, и схема Н. В. Кинд
Подразделе- ние верхнего плейстоцена и голоцена Сибири Схема автора Схема Н. В. Кинд
последовательность событий возраст, л. н. последовательность событий возраст, л. н.
Стадия VII Интеретадиал Стадия VI Интеретадиал Стадия V Интеретадиал 1 300—100 2500-2400 Около 4000 Похолодание 4500—3000
Сартанское оледенение Стадия IV Оптимум Интеретадиал Стадия III Интеретадиал Стадия II Интеретадиал 6000-5000 8000-7000 Около 10000 Оптимум Новосанчуговское похолода- ние 2-е потепление Питско-игаркинское похоло- дание 1-е потепление 7900—4500 8300—7900 9300—8300 9800—8300 10300—9800
Подразделе- ние верхнего плейстоцена и голоцена Сибири Схема автора
последовательность событий возраст, л. н.
Стадия I Интерстадиал Около 12000
Максимальная стадия Интерстадиал Более 13000
Одна-две стадии предгорных ледников (для гор Быр- ранга) > 17000
Умеренный межстадиал Примерно 26000--22000
Каргинское межледни- Кульминация «морского» сартанского оледенения Около 28000
ковье Псевдогляциал 34500—28000
Кульминация каргинского межледниковья 46500
Таблица 31 ( продолжение)
Схема Н. В. Кинд
последовательность событий возраст, л. н.
Норильская стадия И 400—10 300
Таймырское потепление 4~ кокаревское потепление —13 000-11 400
Ньяпанская стадия —15 000-13 000
Интерстадиал —16 000—15 000
Гыданская стадия —22 000-16 000
Липовско-новоселовское потепление 30 000-22 000
Конощельское похолодание 33 000—30 000
Малохетское потепление (оптимум) 43000-33000
—
Итак, каждая волна холода (кроме последней) поро-
ждала в Сибири как бы двойное оледенение: сначала еще
в условиях трансгрессии кульминировали арктические
покровы, вызывавшие морские оледенения, затем насту-
пало общее потепление, после которого кульминировали
горно-предгорно-покровные ледники Урала и гор Сибири.
Все рассуждения приводят нас к одному существен-
ному выводу: зырянское оледенение не может быть гене-
тически сопоставлено с волной холода, породившей вал-
дайское оледенение. Оно отражает волну холода, поро-
дившую предпоследнее, московское, оледенение.
Нарисованная нами картина палеогеографии верхнего
плейстоцена Сибири, конечно, схематична, а сопоставлять
ее с событиями верхнего плейстоцена других районов
северного полушария можно лишь предварительно.
Вместе с тем, по нашему мнению, нашла удовлетворитель-
ное объяснение важнейшая загадка плейстоцена Сибири—
частичное совпадение оледенений и морских трансгрес-
сий. Оказалось, что по-своему правы как «сибирские гля-
циалисты», так и «сибирские антигляциалисты».
Хронологическая и причинная связь
горных и современных покровных ледников
В главе V уже высказывалось предположение, подкреплен-
ное рядом абсолютных датировок, что динамика суще-
ствующих ныне покровных ледников близка динамике
горного оледенения. Попытаемся выяснить, так ли это
теоретически. Отметим прежде всего, что максимальное рас-
пространение последнего оледенения в Антарктиде, соглас-
но X. Харингтону и Д. Маккеллеру (Harrington, McKeller,
1958), имело место 30 000—10 000 л. н.17 Соответственно
мы уже сообщали, что Земля Франца-Иосифа между
35 000 и 10 000 л. н. была ареной сплошного оледенения.
Это очень примечательные данные, подтверждающие
принципиальную правильность предлагаемой нами схемы
динамики покровных ледников. Мы уже писали о том,
что европейский и американский ледниковые покровы
должны были возникнуть примерно 25 000—24 000 л. н.
в результате выхода горных ледников в предгорья. В Ан-
17 Недавно получены данные о том, что Антарктида 36 000 +
+ 2300 л. н. переживала трансгрессивные условия, видимо, сопро-
вождавшиеся сокращением ледника (Hendy, Neall, Wilson, 1969).
12 Е. В. Максимов
177
тарктиде и, вероятно, на Земле Франца-Иосифа имела
место совершенно иная картина. Ледниковый покров
здесь сохранялся и во время последнего межледниковья.
Поэтому распространение нового оледенения последо-
вало почти сразу после перехода макропроцесса в область
положительного баланса (с учетом времени реакции).
Этот переход, как мы установили, произошел около
35 000 л. и.; обратный переход макропроцесса из области
положительного баланса в область отрицательного имел
место 13 200 л. н. Учитывая время реакции (что необхо-
димо только для Антарктиды), мы получаем близкое сов-
падение хронологических рамок последнего оледенения
в Антарктиде и на Земле Франца-Иосифа с положи-
тельной половиной макропроцесса.
Ледниковые покровы Шпицбергена и Земли Франца-
Иосифа столь малы, что временем реакции для них мож-
но пренебречь. В связи с этим следовало бы ожидать,
что после климатического оптимума голоцена в связи с на-
чавшимся похолоданием эти покровы должны были бы
начать стадиально увеличиваться (а не уменьшаться!).
До самого последнего времени таких сведений не было.
Однако недавно появилась работа Л. С. Троицкого (1971),
в которой автор указывает, что важнейшей особенностью
развития оледенения Шпицбергена в голоцене было то,
что масштабы более ранних стадий наступания ледников
не превышали последующих и наибольшей из них была
последняя стадия.
Остановимся подробнее на Антарктиде. Принимая
время реакции, выведенное Д. Наем и равное 5000 лет,
постоянным для всех стадий оледенения (для Антарктиды
такое допущение оправдано), можно рассчитать хроно-
логию всех стадий антарктического покрова. Неожи-
данный вывод при таком расчете заключается в том, что
антарктический покров в настоящий момент отражает
параметры своего состояния во время климатического
оптимума голоцена. Вероятно, именно поэтому антаркти-
ческий покров, находящийся в состоянии минимального
межледникового развития, переживает сейчас равно-
весное состояние, после которого теоретически он должен
начать распространяться. Отсюда можно сделать вывод
о том, что не так далеки от истины те, кто утверждает, что
в наше время антарктический покров находится в состоя-
нии сокращения, и те, кто утверждает, что он наступает.
178
Попытаемся теперь подвести итог всему изложенному.
1. Все гляциальные проявления на земном шаре,
во всяком случае на протяжении верхнего плейстоцена,
определяются прежде всего взаимодействием двух кли-
матических ритмов — 40 700-летнего и 1850-летнего.
2. Горные ледники как ледники стока реагируют
в своей динамике на интегральные условия, благоприят-
ствующие оледенению. Поэтому максимум горного оледе-
нения смещен относительно положительного экстремума
макропроцесса вплоть до момента его перехода из области
положительного баланса в область отрицательного.
3. Покровные ледники как ледники растекания сле-
дуют за ходом макропроцесса. Однако за счет времени
реакции покровных ледников выявляется запаздывание
фаз развития ледниковых покровов относительно клима-
тических фаз.
4. Ход макропроцесса, во всяком случае в рамках
последних 80 000—70 000 лет, в основном отвечает всем
гляциальным проявлениям.
5. На примере европейского и отчасти американского
ледниковых покровов устанавливается непосредственная
взаимообусловленность стадий горного и покровного оле-
денений. И те и другие связаны с одной и той же причи-
ной — 1850-летней ритмикой. Покровные оледенения и
их стадии проявляются в общем по ходу макропроцесса
(с некоторым запаздыванием); горные оледенения в зна-
чительной степени отклоняются от хода макропроцесса.
В связи с этим создается на первый взгляд парадоксаль-
ная картина: стадии наступания горного оледенения по-
рождают стадии распада покровов.
6. Предгорные ледники как бы занимают промежуточ-
ное положение между горными и покровными ледниками.
Пока ледники не вышли из гор, они подчинены режиму
горного оледенения, но стоит им только выйти в пред-
горья или в межгорные впадины, как они переходят
на режим покровного оледенения. При распаде предгор-
ных ледников наблюдается обратная смена режимов.
7. Антарктический покров на протяжении последнего
отрезка времени находится в состоянии своего минималь-
ного развития. Этим, по всей видимости, может быть
объяснено его современное равновесное состояние. Он
либо уже перешел к наступанию, либо перейдет к нему
в ближайшем будущем.
12*
179
Глава VII. СТАДИИ ГОРНОГО ОЛЕДЕНЕНИЯ,
СЕЙСМИЧНОСТЬ, НОВЕЙШАЯ ТЕКТОНИКА
И ВУЛКАНИЗМ
Построение единой хронологически определенной схемы
развития последнего горного оледенения позволяет по но-
вому рассмотреть некоторые вопросы развития земной
коры. Уже в самой возможности построения такой схемы
кроется единство, далеко выходящее за рамки гляцио-
морфологии и гляциоклиматологии. Исходя из предпо-
сылки, что отдельные горные системы на протяжении
последних десятков тысяч лет испытывали значитель-
ные вертикальные перемещения разного знака, мы авто-
матически должны прийти к мысли о невозможности
построения единой схемы развития последнего оледенения.
Естественно, рождается предположение о существовании
принципиальной однозначности тектонических движений,
во всяком случае на протяжении последнего отрезка
четвертичного периода. В целом это предположение
совпадает с современными представлениями о тектониче-
ских процессах, протекающих в областях горообразова-
ния, обнаруживающих общую тенденцию к поднятию
(Гзовский, 1964; Шульц, 1964; Турбин, 1964). Веро-
ятно, это поднятие носило пульсационный характер.
Во всяком случае на примере Тянь-Шаньской под-
вижной области Л. И. Турбин (1964) показал су-
ществование фаз ускорения движений, разделяющих
периоды формирования двух смежных возрастных ком-
плексов четвертичных отложений. Л. И. Турбин пишет:
«Характерно, что проявление очередной фазы обусловли-
вает резкое возрастание высот хребтов и через некоторое
время сопровождается более или менее интенсивным
оледенением» (стр. 138). Уже было показано, что четвер-
тичные оледенения Европы и Северной Америки связаны
с ходом макроритма. Естественно, возникает вопрос,
не является ли макроритм отражением более общего
процесса развития земной коры в целом?
Л. А. Варданянц (19336) пишет по этому поводу сле-
дующее: «Все три процесса — орогения, расчленение
рельефа и оледенение — начинают развиваться одновре-
менно, моменты же максимального их развития не совпа-
дают» (стр. 170). Г. Ф. Лунгерсгаузен (1963) предпо-
180
лагает, что ритмы эндогенных процессов должны совпа-
дать с климатическими ритмами.
Если считать, что соответствие фаз тектонического
развития и оледенений имеет место на уровне ледниковых
эпох, что вытекает из выводов Л. А. Варданянца и
Л. И. Турбина, то естественно допустить, что определен-
ное взаимодействие сейсмо-тектонических и гляциальных
процессов должно быть и на более низком уровне, т. е.
на уровне стадий оледенения.
Любопытно, что косвенное подтверждение нашего
предположения мы встречаем в работах Г. Ф. Лупгерс-
гаузена, О. А. Раковец (1961) и Е. М. Щербаковой (1964).
Первые указывают, что кары Алтая как бы нанизаны
на второстепенные разломы. Коль скоро принимается
положение о ярусности (т. е. стадиальности) заложения
каров, то, естественно, возникает вопрос и о стадиаль-
ности разломов. Е. М. Щербакова пишет (1964), что
«по разрывам проходят границы между тектонико-геомор-
фологическими районами, к которым нередко приуро-
чены границы стадий и пульсаций оледенения» (стр. 165).
Возникает вопрос — нет ли пространственной связи
между конечноморенными образованиями и разрывными
нарушениями?
Такие рассуждения привели нас к мысли о вероятном
существовании стадиальных проявлений сейсмичности и
новейшей тектоники как в пространственном, так и в хро-
нологическом аспектах (Максимов, 1967в, 1968а; Макси-
мов, Напримеров, 1967). Остановимся сначала на сей-
смичности.
Стадии оледенения и ритмы сейсмичности
Построение единой системы распада горных ледников
последнего оледенения открывает широкие возможности
для анализа механизма ряда геоморфологических процес-
сов с их дальнейшей хронологической привязкой. В част-
ности, это касается обвалов, широко распространенных
в высокогорных областях (Максимов, 1968а). В табл. 32
сведены данные по гляциальной хронологии обвалов.
На основании приведенных данных можно сделать
один существенный вывод — практически во всех приве-
денных в табл. 32 горных системах конечные морены IV
стадии так или иначе связаны с обвальными массами.
181
Таблица 32
Гляциальная хронология обвалов
Стадии горного оледене- ния Джунгарский Алатау Киргизский Алатау Заилийский и Кунгей- Алатау ^Терскей-Алатау Алай Заалай Северный Памир Кавказ Восточный Саян Кодар Южный Алтай Срединный хребет Полярный Урал г. Сабля Сунтар-Хаята Горы Путорана Альпы Горы Уосатч Анды Чили
Арагац Терек Черек Безенгийский Баксан
VII О •
VI е о О • О • е е О • •
V о • о • •
IV • • ’ • • • •1 • ! • • ! • • ! • • • о о • • • • •
III о о • • о о •
II о о О'
I О’ о О
Мах
Примечание. • — наиболее надежные данные; О — остальные данные; — крупнейшие обвалы,
В ряде случаев (Киргизский Алатау, Центральный Кав-
каз, Полярный Урал) речь идет о гигантских обвалах,
происшедших во время формирования морен этой стадии.
Возникает предположение о существовании «эпохи боль-
ших обвалов», привязываемой к IV тыс. до н. э. (6000—
5000 л. н.).1 Возможно также, что менее мощные им-
пульсы обвалообразования имели место в период II, III
и особенно VI стадий оледенения.2 Создается впечатление
(Джунгарский и Киргизский Алатау, Алайский хребет,
Южный Алтай, Восточный Саян, Кодар, Сунтар-Хаята
и др.), что интенсивность обвалообразования в последние
тысячелетия (после IV стадии) заметно возросла.
В результате всего вышеизложенного возникло пред-
положение о существовании ритмов обвалообразования,
однозначных с ритмами оледенения. Не будет ошибкой,
если связать большинство горных обвалов с сейсмиче-
скими толчками. С этой точки зрения можно предполагать
существование многовековой ритмики сейсмичности.
В этом отношении чрезвычайно симптоматичным является
существование «эпохи больших обвалов», хронологически
отвечающей отрицательному экстремуму макропроцесса
в распаде оледенения (стадия IV6).
Итак, чисто геоморфологическим путем удалось на-
щупать один из экстремумов макропроцесса в проявле-
ниях сейсмичности. Как мы уже убедились, он отвечает
стадии IV6 и датируется 5800 л. н.
О более ранних проявлениях макропроцесса, предше-
ствовавших отрицательному экстремуму стадии IV6,
практически ничего неизвестно. Однако работы Р. Солец-
кого (Solecki, 1963) и Р. Солецкого и А. Леруа-Гуран
(1966), посвященные пещере Шанидар в горах Загрос
(Северный Ирак), могут, по нашему мнению, пролить
некоторый свет на этот вопрос. Остановимся на пещере
1 Чрезвычайно важным представляется сообщение Р. Клебель-
сберга (Klebelsberg, 1949, т. II, стр. 707) о том, что в Альпах конеч-
ные морены, показывающие депрессию снеговой линии в 300—
400 м, выделяются своими размерами; обычно они связаны с обва-
лами и образуют специфические моренно-обвальные ландшафты.
Не вызывает сомнения, что речь идет о моренах IV стадии (плане-
тарная депрессия снеговой линии 350 м), связанных с «эпохой боль-
ших обвалов».
2 В некоторых горных долинах довольно отчетливо проявляется
чередование обвальных конечных морен с нормальными моренами.
Обычно обвальными являются морены II, IV и VI стадий.
183
Шанидар подробнее (рис. 29). Дно пещеры покрыто
слоем земли толщиной в 14 м, образовавшимся в резуль-
тате жизнедеятельности людей. Р. Солецкий предпола-
гает, что первобытный человек появился в пещере
100 000—80 000 л. н. Возраст средних участков гори-
Примерная датировка
обвалов, л.н
28000-30000
40000-50000
-60000-70000
Поверхность
А
в.
около
46000
л.н.
34 350л.н
ЮОООлп/
-80000-100 000
Пробел около
15 000 лет
около
лет
— Сталагмитовая кора
Рис. 29. Разрез отложений пещерной стоянки Шанидар (по
Солецкому, 1961).
A, Bi, В2, С, D — горизонты.
зонта D, отвечающих среднему палеолиту (мустье), оце-
нивается в 70 000—60 000 лет (во всяком случае он больше
49—50 тыс. лет). По разрезу можно обнаружить два пере-
рыва в заселении пещеры человеком: между 46 000+1500
и 35 080+500 л. н. (на контакте горизонтов D и С) и
между 28 700 и 12 500 л. н. (на контакте горизон-
тов С и 132). Возможно, перерыву отвечает также
сталагмитовая кора, обнаруженная в средней части
горизонта D. Ее возраст может быть оценен в 80 000—
70 000 лет.
184
Стратиграфия слоя, покрывающего дно пещеры, ослож-
нена камнями и глыбами, впаянными в рыхлые отложе-
ния и образовавшимися в результате обрушивания сво-
дов пещеры. Отчетливо видно, что глыбы расположены
в разрезе не хаотично, а образуют горизонты. Наиболее
высокий горизонт глыб отвечает датировкам порядка
32 000—29 000 л. н., второй сверху горизонт (наиболее
мощный) — датировкам порядка 50 000—40 000 л. н.,
третий — датировкам порядка 70 000—60 000 л. н. и
четвертый горизонт (или два горизонта) — датировкам
порядка 100 000—80 000 л. н. Ниже сопоставлены периоды
обвалообразования в пещере Шанидар с экстремумами
макропроцесса.
Периоды обвалообразования Экстремумы
в пещере Шанидар, л. н. м а к р о п р о ц е с с а, л. н.
? 5800
32 000—29 000 28 000
50 000-40 000 46 500
70 000—60 000 68 700
100 000-80 000 87 200
Картина получилась довольно определенная. Нет
только следов последнего кризиса (5800 л. н.). Однако
это легко объяснимо, так как мощность горизонта А
(от неолита до современности) в среднем составляет
только 1.5 м. Этот горизонт сформировался за промежуток
времени в 10 000 лет. Очевидно, обломки должны были
лежать почти у самой поверхности или даже на поверх-
ности.3
Коль скоро предполагается существование связи между
ритмами оледенения и сейсмичностью на протяжении
плейстоцена, то такая связь должна была бы проявиться
и в историческое время. Это обстоятельство подвело нас
к необходимости попытаться выяснить изменчивость сей-
смической активности за исторический период и сопо-
ставить ее с изменчивостью горных ледников. Фактически
эта задача свелась к поискам ритмичности сейсмической
активности (Максимов, 1968а).
Из всех имеющихся в нашем распоряжении перечней
землетрясений на всем земном шаре за весь исторический
3 На сейсмическую природу глыб обрушения в пещерах Южной
Франции обращает внимание М. Эскалон де Фонтон (Escalon de
Fonton, 1968).
185
период наиболее полным и однородным по масштабу
включенных в него землетрясений является перечень
А. Зиберга (Siberg, 1932). В нем помещены сведения
почти о 2300 важнейших землетрясениях разных районов
мира. Естественно, что материалы даже этого каталога
не полностью сравнимы между собой по масштабности
событий, но во всяком случае есть гарантия, что в него
не вошли слабые землетрясения и отдельные толчки.
В связи с этим перечень землетрясений А. Зиберга мы
положили в основу нашего анализа.
Все данные о землетрясениях наносились на частотный
график, который затем подвергался скользящему сглажи-
ванию. Было выбрано И-летнее сглаживание, которое
в принципе должно было убрать (или почти убрать) 11-лет-
нюю ритмичность, установленную А. Д. Сытинским
(1963)?
На рис. 30 показан ход изменения частоты землетря-
сений с 1502 по 1929 г., рассчитанный по материалам
А. Зиберга, и с 1900 по 1957 г., рассчитанный по «Атласу
землетрясений в СССР» (Саваренский, Соловьев, Харин,
1962). Он несомненно носит волновой характер — периоды
повышенной частоты землетрясений, отмеченные на гра-
фике пиками, чередуются с периодами упадка сейсмиче-
ской активности.
Вспышки сейсмичности происходят в среднем через
каждые 23.2 года при средней квадратичной ошибке
в 6.4 года (26.4%). Как видно, эта ритмичность носит
довольно неправильный характер.
Мы попытались выяснить, в какой степени существует
согласованность между 23-летними ритмами сейсмич-
ности и внутривековыми стадиями оледенения. Наиболее
обоснованными являются шесть последних малых стадий
активизации ледников (Шнитников, 1961). На рис. 42
видно, что за последние полтора века (с 1800 по 1950 г.)
шести стадиям наступания горных ледников с теми или
иными отклонениями отвечает шесть вспышек сейсмич-
ности. Хронологические интервалы стадий оледенения
и вспышек сейсмичности в общем близки между собой.
Все материалы, находящиеся в нашем распоряжении,
свидетельствуют о резком усилении частоты землетрясе-
4 5-летнее скользящее сглаживание определенно указало на
существование И-летнего ритма сейсмической активности.
186
ний на протяжении последних 200—300 лет. Может быть,
все сводится к увеличению потока информации? Нам
кажется, что дело не только в этом. Просматривая ход
Рис. 30. Совмещенные графики частоты извер-
жений вулканов (а) и землетрясений (б).
На рис. 30, а штрихом показано среднее превышение
ритмов над фоном активности. На рис. 30, б: 1 — зем-
летрясения по каталогу А. Зиберга; 2 — землетрясе-
ния по «Атласу землетрясений в СССР»; 3 — сильней-
шие землетрясения по Б. Гутенбергу; 4 — среднее
превышение ритмов над фоном активности; стрел-
кой показаны внутривековые ритмы; знаком вопроса —
предполагаемые ритмы; звездочкой — вековые ритмы.
сейсмической активности (рис. 30), можно заметить не-
уклонный подъем сейсмичности с конца XVI—начала
XVII в. Существенно, что подъем сейсмичности проходил
не плавно (что можно было бы объяснить увеличением
187
потока информации), а как бы рывками при общем воз-
растании контрастности отдельных ритмов. Небывалая
по своим масштабам вспышка сейсмичности в начале XX в.
никаким образом не может быть связана с увеличением
потока информации, тем более, что после нее наблюдался
заметный спад сейсмичности.
Было подсчитано среднее превышение каждого ритма
над фоном активности (т. е. превышение пика на графике
над средней высотой смежных провалов). По этим данным
был построен график среднего превышения ритмов над фо-
ном активности (рис. 30), который определенно указал
на повышение сейсмической активности (точнее ее раздра-
жимости) с XVII и особенно с XIX в.
Ход сейсмичности, рассчитанный по каталогу
К. Хоффа, показывает резкий рост сейсмичности с 1749 г.
Своего апогея он достиг во время страшной лиссабонской
катастрофы 1755 г. Сам Хофф подчеркивает усиление сейс-
мичности, начавшееся в середине XVIII в., и указывает,
что в предыдущие столетия ничего подобного не замеча-
лось.
По масштабам и территории распространения лис-
сабонское землетрясение превосходит все известные зем-
летрясения как до, так и после него. На это указывают
также Б. Гутенберг и К. Рихтер (1948, стр. 135). Ход
сейсмичности, воспроизведенный по данным каталога
И. Мушкетова и А. Орлова, еще красноречивее свиде-
тельствует о резком возрастании сейсмичности с XIX в.
Менее чем за 50 лет частота землетрясений возросла более
чем в 10 раз.
Каталоги землетрясений Закавказья (Бюсс, 1948),
Карпат (Rethly, 1952) и Европы (Перрей, 1846) соот-
ветственно показывают стремительный рост сейсмичности
с 1750, 1890 и 1900 гг.
Сейчас еще трудно сказать, достиг ли этот сверхве-
ковой ритм своего апогея. По данным А. Зиберга, после
1908 г. как будто начался спад сейсмичности. Эта же тен-
денция видна и на кривой сильнейших землетрясений
(рис. 30). С другой стороны, ход сейсмической активности,
воспроизведенный по «Атласу землетрясений в СССР»
(Саваренский, Соловьев, Харин, 1962), показал неуклон-
ный рост сейсмичности вплоть до 1950 г. (рис. 30).
Итак, по нашему мнению, создается определенное
представление о том, что общая сейсмичность Земли
188
с XVI—XVII вв. резко возросла.5 Хронологически сверх-
вековой ритм сейсмичности совпадает с VII многовековой
стадией горных ледников (стадией фернау).
В. А. Магницкий (1955) построил с использованием
данных Мэй Ши-юйя график высвобожденных деформа-
ций для Китая за 2400 лет. Оказалось, что наиболее сейс-
мичными были интервалы времени с 400 г. до н. э.
до 100 г. н. э. и с XII — XIII вв. до наших дней. Промежу-
точный период характеризовался сравнительно спокой-
ным сейсмическим режимом. Как видно, оба интервала
хронологически близки VI и VII стадиям горного оледе-
нения.
Изложенный материал показывает, что существуют
определенные основания говорить о тенденции к хроноло-
гической, а соответственно и причинной согласованности
стадий горного оледенения и ритмов сейсмичности как
во многовековом, „так и во внутривековом аспектах. Судя
по тому, что наиболее мощная вспышка сейсмичности
хронологически совпадает с последним экстремумом
макропроцесса, можно предположить, что указанная
согласованность распространяется и на 40 700-летний
ритм.
Стадии оледенения и ритмы новейшей
тектоники
Обвальные массы в горах обладают некоторой простран-
ственной избирательностью — они как бы тяготеют
к конечным моренам. Объясняя это явление, можно пойти
двумя путями. С точки зрения интенсивности процессов
физического выветривания приуроченность обвалов к ко-
нечным моренам вполне объяснима. Именно у края лед-
ников, где склоны гор, с одной стороны, лишены фирновой
брони, а с другой — растительности, их разрушение
идет быстрее всего и создаются условия, благоприятные
для обвалов. Однако таким путем можно объяснить при-
уроченность к моренам только небольших обвальных
масс. Для гигантских обвалов этот путь объяснения не-
приемлем.
Стремясь найти доказательства ритмическо-стадиаль-
ных проявлений новейшей тектоники, мы прежде всего
5 На это обстоятельство ранее обратили внимание Д. Мильн
и Э. Таме (см. Conrad, 1932).
189
обратились к непосредственному сопоставлению тектони-
ческих схем и схем дегляциации. Такое сопоставление
дало в общем положительные результаты. Почти во всех
случаях, когда в нашем распоряжении имелись сколько-
нибудь подробные тектонические схемы, выявлялось зна-
чительное пространственное соответствие конечноморен-
ных образований и зон молодых (обычно поперечных)
тектонических нарушений.
Во всех долинах, где проводились специальные гля-
цио-тектонические исследования (долины Иссык-Аты и
Кегеты в Киргизском Алатау, долина Сарык-Могола
в Алайском хребте, Саралки в хребте Сарымсакты, до-
лины Терека и Баксана на Кавказе, долина Сунтара
в хребте Сунтар-Хаята и другие), устанавливается прост-
ранственное соответствие (примерно на 70—75%) ко-
нечноморенных образований и зон поперечных наруше-
ний.6 Многие из обнаруженных разломов непосредственно
связаны с ригельными образованиями, обвалами и кону-
сами глыбового материала. Это надежно подтверждает
их молодой возраст. В ряде мест удалось даже наблюдать
смещение моренных образований.
Особое место принадлежит разломам, сопряженным
с конечными моренами IV стадии. По наблюдениям в до-
линах Терека и Баксана на Кавказе, в Киргизском Ала-
тау, в Алайском хребте, на Южном Алтае и в долине
Сунтара разломы, связанные с моренами этой стадии,
показывают исключительное по своим масштабам верти-
кальное смещение, достигающее 100—200 м. С ними обычно
сопряжены громадные обвалы и оплывины. Не вызывает
сомнения, что речь идет о тектонических нарушениях
очень высокой интенсивности и исключительной масштаб-
ности. Таким образом, не только в сейсмичности, но и
в проявлениях новейшей тектоники нащупывается экстре-
мум всего процесса, отвечающий IV стадии оледенения и
датируемый 5800 л. н.7
Н. А. Шумилов (1964) считает, что «решающую роль
в формировании ступенчатости продольных профилей
6 Характерно, что краевые образования стадий валдайского
ледника в большинстве случаев связаны с выступами фундамента
(личное сообщение Д. Б. Малаховского).
7 Об активизации тектонических движений в хронологическом
интервале, близком к 6000—5000 л. н., есть сведения и у других ис-
следователей (Лукашов, Лак, 1969; Островский, 1970, и др.).
190
трогов Кодара и Восточного Саяна играла специфика
динамики ледников» (стр. 322). Однако мы неоднократно
наблюдали непосредственную связь ригельных уступов
с молодыми разрывными нарушениями. При этом очень
характерным является тот факт, что краевые зоны ригелей
часто обнаруживают признаки разорванности, а у их под-
ножия накапливается обломочный материал, не перера-
ботанный ледниками. Нам кажется, что прав Л. Н. Ива-
новский (1962), когда он объясняет происхождение сту-
пенчатости продольного профиля трогов более или менее
периодическими тектоническими движениями положи-
тельного знака. Однако в отличие от Л. Н. Ивановского
создание ригельного уступа мы объясняем не только
стабилизацией концов ледников при очередной тектони-
ческой подвижке, но и непосредственным нарушением
целостности дна и склонов трога в концевых зонах ледни-
ков.
Таким образом, по нашему мнению, ригель является
сложным гляциально-тектоническим образованием, в фор-
мировании которого наряду с разрывной тектоникой
определенную роль играла и ледниковая обработка,
В большинстве горных стран ригельные уступы,
в общем незначительные или вообще отсутствующие
в зоне конечных морен ранних стадий оледенения, по-
являются начиная с конечных морен IV (иногда III) ста-
дии. Ригели IV, V и VI стадий нередко достигают высоты
100 м и загораживают долины поперечными, почти непри-
ступными стенами. В ряде случаев молодая тектоника,
формирующая ригели, и сопутствующая ей обвальная
деятельность настолько изменили форму долин, что почти
никаких гляциальных следов не сохранилось. В общем
нарастание контрастности форм, созданных молодой тек-
тоникой в троговых долинах, начиная с III, IV и V ста-
дий, свойственно почти всем посещенным нами горно-
ледниковым районам.
Создается впечатление, что, начиная с IV стадии оле-
денения, молодая тектоника вступила в новую фазу
своего развития — фазу активизации, прежде всего ска-
завшуюся в высокогорье. По существу этот вывод под-
тверждает и Л. И. Турбин (1964), который пишет, «что
почти во всех наблюдавшихся случаях смещений по разло-
мам в ледниковых и речных долинах взброшенными яв-
ляются их верховья» (стр. 138).
191
Итак, можно сказать, что волна тектонической актив-
ности «катилась» вслед за отступающими ледниками.
Приуроченность тектонических нарушений к зонам ко-
нечноморенных образований свидетельствует в пользу
того, что разрядки тектонических напряжений происхо-
дили импульсивно в связи с 1850-летним ритмом.
Стремясь найти наиболее общий вариант решения
вопроса о связи гляциальных и тектонических проявле-
ний, мы обратились к статистике абсолютных высот гор-
ных вершин. При этом была использована методика, ана-
логичная методике построения каровых графиков. С круп-
номасштабных карт горных районов снимались все вер-
шины, имеющие абсолютные отметки; цифровые данные
округлялись (до целых десятков метров) и наносились
на частотные графики; частотные ряды, полученные
по частотным графикам, подвергались скользящему сгла-
живанию через 3 интервала (т. е. через 20 м); по получен-
ным данным строились графики частоты встречаемости
вершин по высоте, т. е. вершинные графики.
Статистическая обработка данных о высотах горных
вершин в ряде горных стран, резко отличных друг от друга
и в тектонико-геологическом и в морфолого-орографи-
ческом отношениях, отчетливо свидетельствует о суще-
ствовании упорядоченности высот, проявляющейся неза-
висимо от географического положения той или иной горной
страны (Максимов, 1971а, 19716). Суть этой упорядоченно-
сти такова: в частотно-высотном отношении горные вершины
распределены не хаотично, а как бы ступенями, прояв-
ляющимися через более или менее равные высотные ин-
тервалы. Среднее значение высотного интервала между
двумя смежными ступенями составляет 65 м (по данным
14 горных стран). На вершинных графиках эти ступени
проявляются в виде пиков. В качестве примера на рис. 31
показан вершинный график Пеннинских Альп.8
Формирование вершинных ступеней может быть по-
нято в том случае, если на протяжении всего периода
воздымания гор проявлялся постоянно действующий и
равновеликий ритмический процесс, накладывающийся
на общее воздымание гор. Таким процессом скорее всего
является 1850-летний ритм увлажненности А. В. Шнит
8 Вершинный график Пеннинских Альп построен по карте
Швейцарии (Carte Nationale de la Suisse, 1 : 100 000, 1965).
192
Сл
й
W
Максимов
3
Рис. 31. Вершинный график Пеннинских I
Альп. *
Э — экстремум; Сл — снеговая линия; Бв —
большая волна.
Абсолютные высоты, м
никова, в ходе которого закономерно чередуются сухие и
влажные периоды. Во время сухих периодов преобладает
физическое выветривание, во время влажных — вынос
продуктов выветривания и их аккумуляция. Возникаю-
щие при этом тектонические напряжения разрешаются
путем образования разрывов, отделяющих ступени вер-
шинного рельефа одна от другой. Таким образом, на про-
тяжении всего периода воздымания гор действовал точ-
ный, как часы, ритмический климато-тектонический ме-
ханизм, обусловивший глыбово-ступенчатое строение гор.
На вершинных графиках фиксируется еще одна общая
закономерность в виде «большой волны», поднимающейся
над общим более или менее равновеликим фоном частотных
пиков. Параметры «большой волны» несколько расплыв-
чаты, но в большинстве случаев она смещена в верхнюю
часть всего диапазона высот и охватывает примерно полу-
торакилометровый высотный интервал с более или менее
отчетливой вершиной посередине.
Осредненные параметры «большой волны» таковы:
общий размах высоты — 1670 м, ветвь подъема — 1010 м,
ветвь спада 660 м. Вершина «большой волны» в большин-
стве случаев близка (с некоторым превышением) к осред-
ненному положению снеговой линии. В общем случае
можно принять, что вершина волны на 150—160 м превы-
шает осредненное положение снеговой линии. Сопоставле-
ние конфигурации и параметров «большой волны» и свод-
ного карового графика (рис. 20 и 31) показало их принци-
пиальное подобие. Каровый график был интерпретирован
нами как результат интерференции 40 700-летнего и
1850-летнего ритмов. Стало быть, и «большая волна»
с накладывающимися на нее вершинными пиками возни-
кает в результате интерференции этих же самых ритмов.
Анализ вершинных графиков показал, что ритмы
оледенения не играли самодовлеющей роли, а только
активизировали те процессы, которые проявлялись и
до начала оледенений. С начала оледенений 40 700-летний
ритм за счет эффекта изостазии ритмически задерживал
рост гор; с распадом ледников происходили компенса-
ционные воздымания. 1850-летний ритм й за счет экзара-
ции, и за счет изостазии способствовал и более энергич-
ному росту вершин и большей дифференциации вершинно-
карового рельефа. Совместное проявление обоих ритмов,
ускоряя рост вершин, создало «большую волну» — ди-
194
намическую систему, меняющую свою конфигурацию
в зависимости от перемещения снеговой линии и общего
воздымания гор.
Тектоническая активность, создаваемая эффектом лед-
никовой нагрузки, перемещалась по ходу развития оледе-
нения внутри «большой волны». Волна тектонической
активности «катилась» вниз за наступающими ледниками
или вверх за отступающими ледниками. Разрядка напря-
женности происходила импульсивно в связи с 1850-летним
и 40 700-летним ритмами. Первые, по всей видимости,
регулировали блоковые перемещения, вторые создавали
импульсивность воздымания гор в целом.
Уже отмечалось, что, по мнению большинства иссле-
дователей, горные сооружения в современную эпоху
испытывают восходящие движения. Теперь можно попы-
таться оценить средний размах подъема горных стран,
испытавших последнее оледенение, за время его распада,
т. е. за последние 14 000—13 000 лет.
Судя по сорванным зандрам максимальной стадии
оледенения в Киргизском Алатау и Кунгей-Алатау,
а также на Арагаце, общий подъем этих горных систем
за голоцен не превзошел 50—100 м. Конечно, эти данные
носят слишком частный характер, чтобы на их основании
делать какие-либо выводы. Однако есть некоторые другие
данные более общего характера, подтверждающие их пра-
вильность. Осредненное значение депрессий снеговой
линии максимальной стадии, подсчитанных по формуле
Варданянца, составляет 1100 м; по сводному каровому
графику эта величина определена в 1160 м (см. также
рис. 22). Очевидно, эта разница характеризует общий
подъем горных стран за время дегляциации. В табл. 23
приведена средняя высота зандрово-аллювиальных тер-
рас, связанных с моренами максимальной стадии. Она
равна 70 м. Это значит, что врезание рек в днища долин
за время дегляциации составило в среднем 70 м. Среднее
значение молодого вреза в днища трогов в их нижних
частях с большой долей вероятности может быть опреде-
лено в 50—100 м. Любопытно также заметить, что за по-
следние 13 500 лет уровень океана (по Фейрбриджу)
также поднялся на 70 м.
Таким образом, не будет большой ошибкой оценить
среднее воздымание горных систем за голоцен в 70 м.
В расчете на 40 700 лет воздымание гор (при условии
13* 195
равномерности) составит 215 м. Эта цифра хорошо согла-
суется с величиной межледникового вреза, оцениваемой
в 200—250 м.
Подведем теперь некоторый итог.
1. По всей видимости, существует принципиальная
согласованность новейших тектонических движений в раз-
личных горных системах. Она прежде всего следует из воз-
можности построения единой схемы распада ледников
последнего оледенения, основанной как на системах ко-
нечных морен в долинах рек, так и на уровнях каров
на склонах гор. Есть основания полагать, что общее воз-
дымание гор на протяжении голоцена в среднем составило
70 м.
2. На фоне общего подъема гор проявляются три рит-
мических процесса — 40 700-летний, 1850-летний и 22—
23-летний; первый из них связан с изменчивостью ледни-
ков на уровне оледенений, второй и третий — со стади-
альной изменчивостью горных ледников. Судя по ряду
признаков, ритмы тектонических движений развиваются
по тому же принципиальному плану, что и аналогичные
ритмы изменчивости оледенения. Однако полной аналогии
хода тектонических и гляциальных процессов, видимо,
нет; развитие горного оледенения значительно отстает
от хода макропроцесса, тектоническая активность, на-
против, непосредственно связана с ним. В результате
возникает элемент противофазовости: после IV стадии
оледенения тектонические движения начали активизи-
роваться, в то время как горные ледники продолжали
сокращаться. Соответственно и максимальное напряже-
ние тектонических сил, которое должно проявляться
в моменты положительных экстремумов макропроцесса,
не совпадает с максимальным развитием горных оледене-
ний, а предшествует им.
3. Имеются определенные основания предполагать,
что в экстремальных положениях 40 700-летнего ритма
тектонические напряжения освобождаются скачкообраз-
ным путем — в виде энергичных сейсмо-тектонических
кризисов. Последний такой кризис, связанный с отрица-
тельным экстремумом макропроцесса, совпал с IV (экстре-
мальной) стадией горного оледенения и был пройден
в первой половине IV тысячелетия до н. э.
4. Помимо трех рассмотренных выше ритмических
проявлений тектонической активности (40 700-, 1850- и
196
22—23-летней), накладывающихся на общий подъем гор-
ных сооружений, вероятно, имевший место на протяже-
нии всего плейстоцена, выявляется еще один пока недо-
статочно определенный ранг тектонических движений.
Ему отвечают стремительные, почти современные воз-
дымания ряда горных сооружений (Максимов, 1969а).
С уверенностью о таких движениях можно говорить
применительно к массиву Эверест, Сьерра-Неваде-де-
Кокуй, Памиру и Центральному Тянь-Шаню. В несколько
меньшей степени это относится к Скандинавским горам,
горам Сангре-де-Кристо, горам Путорана и Сунтар-
Хаята. Наконец, не исключено, что существуют районы
стремительного, почти современного опускания горных
массивов. Имеются указания (Ли Сы-гуан, 1952; Каза-
кова, 1955; Наливкин, 1960, и др.), что в Восточном Китае
моренные образования (в том числе и конечные морены)
обнаружены на необычайно низких для этих широт
уровнях. Так, отмечается, что на берегах оз. Поянху,
на высоте около 115 м, встречены бараньи лбы, лед-
никовые мостовые, конечные морены и флювиогляци-
альные отложения. Если это так, то придется при-
знать, что восточная оконечность Азии испытала в са-
мом последнем отрезке четвертичного периода (воз-
можно, в голоцене) гигантское погружение. На ве-
роятность этого указывает также В. М. Синицын
(1962).
Интересно, что все упомянутые районы стремительных
воздыманий в большей или меньшей степени тяготеют
к активным кругам земного эллипсоида (Каттерфельд,
1962). Так, зона поднятий Скандинавских гор связана
с пересечением эпейрогенического меридиана 15° в. д.
и эпейрогенической параллели 62° с. ш., с этой же парал-
лелью связан хребет Сунтар-Хаята; к пересечению круга
антисимметрии полярных стран (71° с. ш.) и эпейрогени-
ческого меридиана 103° в. д. тяготеют горы Путорана;
к северной критической параллели 35° тяготеют Памир,
Центральный Тянь-Шань, Эверест, зона опусканий Вос-
точного Китая и горы Сангре-де-Кристо (при этом наибо-
лее активные движения проявились при пересечении этой
параллелью эпейрогенических меридианов и критических
кругов); наконец, с экватором в точке его пересечения
с эпейрогеническим меридианом 75° з. д. связана Сьерра-
Невада-де-Кокуй.
1.97
Есть и еще одна важная закономерность, касающаяся
указанных выше тектонических движений большого раз-
маха. Имеются основания предполагать, что все эти дви-
жения начались в недалеком прошлом, не ранее голоцена
(в противном случае системы каровых графиков были бы
полностью искажены, чего в действительности нет).
В связи с этим возникает мысль о том, что эти движения
отражают качественно новый этап тектонической актив-
ности, не связанный с тектоническими движениями, свой-
ственными плейстоцену. Этот новый этап, по-видимому,
начался 13 000—10 000 л. н., т. е. в самом начале голо-
цена.
Стадии оледенения и ритмы вулканизма
Допуская существование взаимосвязанных между собой
ритмических проявлений горного оледенения, сейсмич-
ности и новейшей тектоники, приходится предполагать
возможность существования и ритмических проявлений
вулканизма (Максимов, 1967в, 19686).
Кривая хода вулканической активности (рис. 30, а)
показывает пульсационно-волновой характер изменчи-
вости. Средняя продолжительность одного ритма, начиная
с 1507 г., составляет 23.4 года при среднем квадратичном
отклонении в 6 лет (25.6%). Среднее квадратичное откло-
нение ритмов вулканизма от ритмов сейсмичности с 1500 г.
до наших дней составляет 5.5 года (23.6°/0).
С полной очевидностью выявляются также признаки
существования многовекового ритма вулканизма. С сере-
дины XVIII в. общий вулканизм земного шара непрерывно
возрастал, во всяком случае вплоть до 1929 г. (рис. 30, а).
Показателем, совершенно не связанным с ростом инфор-
мации, является превышение каждого в отдельности
ритма над фоном активности. Отчетливо видно, что до се-
редины XVIII в. выраженность отдельных ритмов была
слабой и оставалась примерно на одном и том же уровне.
С середины XVIII в. начался энергичный рост выражен-
ности ритмов. Наряду с 23-летними отчетливо стали
проявляться вековые ритмы. Максимальная выражен-
ность их была достигнута во время ритма 1929 г.
(не исключено, что в этот момент совпали положительные
экстремумы 23-летнего, векового и многовекового ритмов).
Выраженность ритмов в XX в. в 6—7 раз превзошла вы-
раженность ритмов в XVI—XVII вв.
198
Можно ориентировочно наметить признаки существо-
вания еще одного многовекового ритма, охватывающего
шестисотлетний промежуток времени, — с 500 г. до н. э.
до 100 г. н. э. Об этом периоде мы располагаем только
отрывочными сведениями. Однако даже они показывают
заметное возрастание вулканизма в указанном интервале
времени (Максимов, 19686).
О более ранних многовековых ритмах вулканизма
можно судить только по морфологии и стратиграфии
районов современного и голоценового вулканизма.
Используя материалы К. Преллера (Preller, 1923)
о деятельности соммы Везувия, Н. В. Корановского и
Е. Е. Милановского (1958) — об излиянии лав Эльбруса,
В. Ауэра (Auer, 1959) и К. К. Маркова (1960) — о хроно-
логии пеплов Огненной Земли и Патагонии, а также свои
данные, касающиеся вулканов Казбек, Хорисар, Цители,
Шерхота и Эльбрус на Кавказе и Ключевской сопки
на Камчатке, мы уже пытались показать существование
1850-летнего ритма вулканической активности, одно-
значного с многовековой изменчивостью ледников (Макси-
мов, 19686, 1970в). На рис. 32 в качестве примера пока-
зано соотношение стадиальных конечных морен и лав
в долинах Белой Арагви и Баксана на Кавказе.9
Остановимся подробнее на вулканах Авачинская и
Корякская сопки. О стадиях оледенения на склонах
этих вулканов говорилось в главе II.
На высоте около 400 м (1 км ниже размытого фронта
конечной морены I стадии) была проведена зачистка
12-метрового обнажения на правом берегу Елизовской
Сухой речки (рис. 33, обн. Авача I). В этом обнажении
на глубине около 9 м обнаруживается валунный горизонт,
который, видимо, может быть связан с конечной мореной
I стадии, т. е. является флювиогляциальным плащом, обра-
зовавшимся во время формирования этой морены. Выше
этого горизонта прослеживаются 6 вулканогенных гори-
зонтов, чередующихся с почвенными и почвенно-торфя-
нистыми горизонтами. Чисто стратиграфически их можно
сопоставить со II, III, IV, V, VI и VII стадиями оледе-
нения. Особое место в обнажении занимает 3-метровый
горизонт агломератового потока, по-видимому, образо-
9 О детальной увязке лав и морен этого района см. в работе
автора (Максимов, 1970в).
199
вавшийся во время IV стадии оледенения.10 Между ва-
лунным и агломератовым горизонтами фиксируются два
вулканических горизонта II и III стадий, выше агломе-
ратового потока — три вулканических горизонта V, VI и
VII стадий. Вулканического горизонта, связанного с I ста-
дией оледенения, в обнажении нет. Это вполне законо-
мерно, так как во время отложения этого горизонта про-
исходило формирование валунного флювиогляциального
плаща и вулканические шлако-пепловые отложения
не могли быть фиксированы. Под валунным горизонтом
находится 2-метровая толща пеплов, переходящая внизу
в отложения агломератового потока (?). Этот мощный
вулканогенный горизонт, очевидно, может быть сопостав-
лен с максимальной стадией оледенения.
Другое обнажение зачищено и описано на берегу
р. Мутной 1-й неподалеку от впадения в нее Сухой речки
(рис. 33, обн. Авача II). Оно находится в 24 км от кратеров
Авачинской и Корякской сопок (первое обнажение нахо-
дится от них в 12—13 км). На рис. 33 сделана попытка
палеогеографически расшифровать это обнажение. Руко-
водящим моментом послужил для нас двойной шлаковый
горизонт, занимающий наиболее высокое положение в об-
нажении. Если предположить, что этот двойной горизонт
связан с I стадией горного оледенения (Максимов, 19686),
то окажется, что все обнажение в основном характеризует
межледниковый и раннеледниковый периоды. В основа-
нии всего разреза находится мощный горизонт орга-
ники, насыщенный остатками древесины; на глубине нем-
ного более 3 м находится второй горизонт органики
(менее мощный) также с остатками древесины. Согласно
нашей схеме, можно допустить, что нижний горизонт
отвечает межледниковью (гёттвейг—микулино), а верх-
ний — умеренному межстадиалу (паудорф—брянск). Меж-
ледниковый характер нижнего горизонта подтвержден
спорово-пыльцевыми анализами, выполненными Т. М. Во-
струхиной. Аллювиальные пески, залегающие под верх-
ним органогенным горизонтом, очевидно, были отложены
во время псевдогляциала — холодного и влажного вре-
мени; лежащие еще ниже пеплы, очевидно, связаны с пе-
реходом макропроцесса из отрицательной области в поло-
10 Агломератовое наводнение, видимо, происходило 5500 л. н.
(ГИН-119, ГИН-122).
200
Рис. 32. Соотношение стадиальных конечных морен и лав в долинах Белой Арагви и Баксана на
Кавказе.
и — долина правой составляющей р. Белой Арагви (аул Эрето); б — р. Белая Арагви, Гудское ущелье (левый
борт); в — долина Баксана ниже ледника Б. Азау (левый борт); ? — долина Баксана, левый берег (у гостини-
цы «Азау»); д — долина р. Терскол (правый борт). 1 — конечные морены и их стадиальные индексы; 2 — воз-
можное положение конечных морен; 3 — лавовые потоки и их стадиальные индексы; 4 — важнейшие раз-
ломы.
жительную и знаменуют собой начальный импульс вул-
канизма. Пески, лежащие выше верхнего органогенного
горизонта, отложились во время распространения ледни-
ков последнего оледенения, а лежащие еще выше шлаки —
во время максимума оледенения.
Если весь ход наших рассуждений подтвердится па-
линологическими и радиоуглеродными исследованиями
АОача I А8ача II
Стадия Индекс Стадия, фаза, индекс
VII Н
VI С
V F
М(5800л.н.) Е
III В
II С
J
шах (13Z00л.н.) А
Ом
~Ц1 В(11000~12000л.н.)
max А (13200л.н.)
-2
Умеренный межстадиал
(28000-24000л.н.)
Псейдогляциал
Межледниковье
(дольше 35000 л.н.)
У777И EEU ЕЕЕВ
Рис. 33. Обнажения у подножия вулкана Авача (упрощено).
1 — почвы, торф, органика; 2 — агломератовые потоки; 3 — пеплы и
шлаки; 4 — флювиогляциальные отложения; 5 — пески, супеси.
этого обнажения, то оно может приобрести исключитель-
ную значимость для палеогеографии верхнего плейсто-
цена на Дальнем Востоке, так как вместе с обнажением
Авача I оно освещает изменение палеогеографической
обстановки почти за 50 000 лет.
Отметим одну, по нашему мнению, исключительно
важную особенность обнажения Авача II. Судя’по нему,
во время активной фазы оледенения вулканическая дея-
202
тельность почти совсем прекращалась. Обнажение четко
регистрирует начальный и конечный вулканизм, а также
двойной импульс вулканизма во время I стадии.
В табл. 33 сопоставлены стадии горного оледенения
и вулканические импульсы Кавказа и Камчатки.
Таблица 33
Стадии оледенения и вулканические
импульсы Кавказа и Камчатки
Стадии горного оледе- нения Лавы в долинах Белой Арагви и Баксана (рис. 32) Пеплы, шлаки и агломераты Авачин- ской и Корякской сопок (рис. 33)
VII VI V IV III II I Мах Н (шлак?) G » F (лава) Е » D » С » В (двойная лава) А (лава) Н (агломерат) G » F (шлак) Е (агломерат) D (шлак) С (агломерат) В (двойной шлак) А (агломерат, пепел, шлак)
Всего на Кавказе в плейстоцене было четыре вспышки
вулканической активности, соответствующие четырем эпо-
хам оледенения; все вспышки вулканизма связаны именно
со стадиями отступания ледников (Кузнецов, 1968).
Излишне говорить, что связь стадий оледенения
с ритмами сейсмо-вулканизма не следует рассматривать
как абсолютно твердую и совпадающую во всех деталях.
Важна принципиальная сторона этого вопроса, заклю-
чающаяся в том, что как горному оледенению, так и сейс-
мике и вулканизму свойственна одна и та же ритмичность,
проявляющаяся в определенных хронологических гра-
ницах.
Основные итоги можно сформулировать так.
1. Устанавливается факт существования 23-летней рит-
мичности вулканической активности, носящей общепла-
нетарный характер. Вспышки вулканической активности
хронологически близки вспышкам сейсмической актив-
ности и внутривековым стадиям горного оледенения.
203
2. Предполагается факт существования 1850-летних
ритмов вулканической активности, связанных с 1850-лет-
ними ритмами сейсмо-тектонической активности и с мно-
говековыми стадиями горного оледенения.
3. Создается впечатление, что существует прямая связь
размеров горного оледенения и энергии вулканических
проявлений (однако не следует думать, что речь идет
о прямой причинно-следственной связи). Во всяком слу-
чае очевидно, что энергия 1850-летних ритмов вулка-
низма уменьшалась по ходу распада оледенения. Наибо-
лее мощные проявления вулканизма привязываются
к эпохе максимального распространения ледников пос-
леднего оледенения. В известном смысле этот вывод сов-
падает с положением А. Е. Святловского (1954) о том,
что вулканические извержения начинаются при низком
положении вулканической области над уровнем моря,
сопровождают ее поднятия и заканчиваются в его конце.
Таким образом, возникает определенное представление
о том, что вулканическая активность меняется не только
в ходе 23- и 1850-летних ритмов, но также и в ходе
40 700-летнего ритма. При этом наиболее сильные вспышки
вулканизма, по-видимому, приурочены к моменту пере-
хода макропроцесса из области положительного баланса
в область отрицательного. По аналогии можно предполо-
жить, что вспышки вулканизма должны также происходить
в моменты обратного перехода — из области отрицатель-
ного баланса в область положительного. 1850-летний
ритм несомненно проявлялся в отрицательной области
макропроцесса, проявление его в положительной области
проблематично.
4. Ритмичность вулканической активности, вероятно,
проявляется не только в колебаниях общей частоты из-
вержений, но и в их силе. В настоящий момент можно
говорить о трех рангах вулканических проявлений: па-
роксизмальных извержениях, отвечающих 23-летнему
ритму, сверхпароксизмальных извержениях, отвечающих
1850-летнему ритму, и гигантских извержениях, отве-
чающих 40 700-летнему ритму.
5. Интересно подчеркнуть, что в одном случае зако-
номерный ход изменения вулканической активности, оп-
ределяемый прежде всего взаимодействием 40 700-летнего
и 1850-летнего ритмов, нарушался. Речь идет о двойном
извержении во время I стадии оледенения (12 ООО—
204
11 000 л. н.); причины этого явления пока неизве-
стны.* 10 11
6. Как уже говорилось, наиболее сильные проявления
вулканизма привязываются к моментам перехода макро-
процесса из области одного баланса в противоположную;
при этом наиболее сильные проявления вулканизма,
очевидно, связаны с переходом макропроцесса из поло-
жительной области в отрицательную. Не исключено,
правда, что существует также определенная связь силь-
ных вулканических извержений с экстремумами макро-
процесса. Об этом, в частности, свидетельствуют данные
Д. Нинковича и Б. Хеецена (Ninkovich, Heezen, 1965)
о гигантских извержениях вулкана Санторин, прибли-
женно датированных, по С14, 25 000 и менее 5000 л. н.
и хронологически близких последним положительному
(28 000 л. н.) и отрицательному (5800 л. н.) экстремумам
макропроцесса. О том же самом говорит громадное из-
вержение вулкана Авача, датированное 5500 л. н.
(ГИН-119, ГИН-122).12 * Вместе с тем достаточных данных
для того, чтобы вполне определенно говорить о связи
сильнейших извержений с экстремумами макропроцесса,
в нашем распоряжении нет.
Глава VIII. РИТМИЧЕСКАЯ СУЩНОСТЬ ПЛЕЙСТОЦЕНА
Вопросы, поднятые в предыдущих главах, выходят да-
леко за рамки последнего оледенения. По всей видимости,
ритмические закономерности, которые мы пытались про-
следить в природе Земли, имеют всеобъемлющий харак-
11 Рождение соммы первозданной (Везувий) произошло
12 000 л. н. (Апродов, 1963); возраст извержений из мааров Эйфеля
на основании палинологических исследований оценивается в 13 000—
10 800 л. н. (Straka, 1961; Firbas, 1953), а по радиоуглеродным дан-
ным датируется примерно в 11 000 л. н. (Gro[3, 1954). Гигантское
извержение вулкана Глейшер-пик в США датировано 12 000 л. н.
(Четвертичный период США, 1968). Образование гигантского вул-
канообразного травертинового купола в иранском Азербайджане
отнесено к 15 000—10 000 л. н. (Damm, 1968). Любопытно заметить,
что в некоторых случаях импульс I стадии превосходил по мощности
импульс максимальной стадии.
12 Гигантское извержение вулкана Мазама в США произошло
во время климатического оптимума — около 6600 л. н. (Уилкокс).
205
тер и присущи всему плейстоцену. В связи с этим воз-
никла настоятельная необходимость попытаться оценить
с этой точки зрения плейстоцен в целом.
Кривая Миланковича и 40 700-летний ритм
Макропроцесс по своей продолжительности совпадает
с периодом изменения наклона эклиптики. На рис. 24
сопоставлен ход макропроцесса с кривой летней сол-
нечной радиации на 65° с. ш. (Миланкович, 1939, табл. 15).
Основываясь на этом сопоставлении, можно совершенно
твердо считать, что макропроцесс в своих главных про-
явлениях аналогичен вековому ходу облучения Земли,
вычисленному М. Миланковичем. В связи с этим стано-
вится очевидным, что непосредственное отождествление
зубцов на радиационных кривых Миланковича с ледни-
ковьями вряд ли возможно. Оледенения, запаздывающие
относительно хода макропроцесса, будут запаздывать
и относительно хода радиационной кривой. Теперь воз-
никает вопрос: не является ли макропроцесс в общем
случае просто отражением векового хода облучения
Земли? Оказывается, что, помимо совпадения общего хода
макропроцесса с ходом векового облучения, есть еще не-
которые признаки, говорящие о несомненной общности
этих процессов. Ф. Цейнер (1963) пишет: «Все ученые,
занимавшиеся изучением роста плейстоценового ледни-
кового покрова (в том числе и М. Миланкович, — Е. М.),
придавали огромное значение действию альбедо, поскольку
этим путем можно объяснить расхождение между незна-
чительным первоначальным понижением снеговой линии
на какие-нибудь 200—400 м и ее опусканием в период
ледниковых фаз на 1100—1300 м» (стр. 233). При расчете
макропроцесса нами получены те же самые величины:
согласно макропроцессу, снеговая линия опускалась
в горах только на 350 м; дальнейшее ее опускание было
связано с интегрированием условий, благоприятствующих
оледенению. Физический смысл этого интегрирования,
по всей видимости, заключается в накоплении твердых
осадков выше снеговой линии и в действии альбедо.
Таким образом, макропроцесс аналогичен вековому ходу
облучения Земли не только в качественном и хронологи-
ческом отношении, но и в чисто количественном плане.
206
Нами была вычислена протяженность четырех извест-
ных ледниковых покровов Европы по трем направлениям:
от центра покрова, располагавшегося над северной частью
Ботнического залива, в направлении на Днепропетровск,
Гданьск и Бремен; 1 для каждого ледникового покрова
была подсчитана средняя протяженность (в км и % к про-
тяженности последнего ледникового покрова, принятого
за 100%). Полученные данные были сопоставлены с ин-
Таблица 34
Протяженность европейских ледниковых покровов в южном
секторе и интенсивность похолоданий по М. Миланковичу
Ледниковый покров. Средняя протя- женность ледни- кового покрова Мини- мумы по радиа- ционной кривой, л. н. Интенсивность минимумов
км % канони- ческие единицы %
Валдайско-вислинский 1350 100 25000 444 100
Московско-вартский 1500 111 72000 479 108
Днепровско-заальский Последнее межледни- ковье (по Цейнеру) 1800 133 115000 145000 554 164 125 37*
Окско-эльстерский Неизвестен 1600 118 187000 230000 513 636 115 143
Примечание. Минимум радиации, отмеченный звездочкой,
малоинтенсивным и, очевидно, оледенением не сопровождался.
был
тенсивностью четырех последних похолоданий (в канони-
ческих единицах) по радиационной кривой Миланковича
(табл. 34).
Как видно, интенсивность последних четырех крупных
минимумов радиации вполне сопоставима с относительной
протяженностью четырех европейских покровов. Как
будто бы все ясно: имеются веские основания признать,
что вековой ход облучения Земли является прямым воз-
будителем четвертичных ледниковых эпох. И все-таки до-
пустимость прямого сопоставления ледниковых эпох (вер-
нее хода макропроцесса) с радиационными кривыми вы-
зывает сомнение. На рис. 24 отчетливо видно, что ход
макропроцесса далеко не во всех деталях совпадает с хо-
1 К. К. Марков, М. П. Гричук, Г. И. Лазуков (1961, рис. 1);
Ф. Цейнер (1963, рис. 12); Р. флинт (1963, карта 5).
207
дом облучения Земли; основные фазы как бы аналогичны,
но не тождественны. При этом трудно заметить какую-
либо определенную закономерность в отклонениях хода
облучения от хода макропроцесса — экстремумы макро-
процесса иногда забегают вперед относительно экстрему-
мов облучения, иногда же отстают от них. Очень харак-
терно, что рисунок кривой облучения не только не сов-
падает с рисунком хода макропроцесса, но скорее даже
имеет противоположный характер. Там, где темп макро-
процесса меняется, например, с высокого на низкий, темп
изменения облучения, напротив, меняется с низкого на
высокий. Все это заставляет думать, что между развитием
оледенений, с одной стороны, и ходом облучения, с дру-
гой, нет прямой причинно-следственной связи, а отож-
дествление радиационной кривой с макропроцессом
вряд ли возможно (Максимов, 1968д).2 Несомненно прав
М. Шварцбах (1955), когда пишет, что «связь между сол-
нечной радиацией и оледенением значительно сложнее,
чем предполагали Кеппен, Вегенер и другие» (стр. 243).
Наряду с этим можно совершенно уверенно говорить об
известном параллелизме хода макропроцесса и облучения
Земли. Создается впечатление, что существует некоторый
неизвестный нам фактор более высокого ранга, вызыва-
ющий параллельные, но далеко не тождественные измене-
ния как в облучении Земли, так и в палеогеографической
обстановке. Очевидно, пути отыскания этого «фактора
более высокого ранга» ведут в Космос.
Уровни стадиальной изменчивости ледников;
оледенения и их фазы
Один из крупнейших специалистов в области палеогля-
циологии Т. Карлстрем на основе обобщения громадного
палеогеографического материала пришел к выводу, что су-
ществует целый ряд астроклиматических циклов (40 800-,
20 400-, 3400-, 1700-, 1133-, 567- и 283-летних), регули-
2 В самое последнее время произведены подсчеты (Shaw, Donn,
1968), показывающие, что в течение радиационных минимумов на
65° с. ш. среднее понижение температуры не превышало 1.4° С.
Эта величина сравнима с похолоданием малой ледниковой эпохи
(с 1550 по 1880 г.); следовательно, механизм, предусмотренный
М. Миланковичем, не мог быть причиной плейстоценовых леднико-
вых эпох.
208
рующих изменчивость оледенений в плейстоцене. Близких
взглядов придерживается и В. А. Зубаков (1968).
Основные выводы нашей работы находятся в резком
противоречии с концепциями Т. Карлстрема и В. А. Зуба-
кова. Согласно предлагаемой нами системе, почти все
многообразие динамики древних покровных и горных
ледников может быть объяснено сочетанием двух основных
ритмов — 40 700-летнего и 1850-летнего (не говоря о фо-
новом геологическом ритме). Такое решение представля-
ется гораздо более простым.
Следует особо подчеркнуть тот факт, что ритмы
40 700- и 1850-летней продолжительности являются ос-
новными, создающими принципиальную схему изменчи-
вости ледников. Наряду с ними мы не исключаем воз-
можности и существования некоторых других менее важных
ритмов, которые в какой-то мере могли сказываться на
состоянии оледенения. Следы ритмики, занимающей про-
межуточное положение между многовековой (1850-лет-
ней) и внутривековой (23-летней), нами в некоторых мес-
тах были встречены. Особенно четко они выражены в не-
которых долинах массива Арагац на Кавказе. Признаки
аналогичных ритмов были замечены также в некоторых
долинах Джунгарского и Киргизского Алатау. Радио-
углеродные данные также указывают на возможность про-
явления слабых стадий оледенения, занимающих проме-
жуточное положение между VI и VII многовековыми ста-
диями. Однако следует заметить, что проявление этой,
пока неизвестной и, вероятно, мало энергичной стадиаль-
ности ни в коей мере не заслоняет ведущего характера
многовековой изменчивости.
В связи со всем сказанным возникает еще один вопрос,
ответ на который нам получить не удалось. В главе IV
мы указывали, что древние конечные морены горных
ледников обычно слагаются тремя-пятью слившимися
комплексами (чаще всего встречаются четыре комплекса).
Современные морены ледников, как правило, образованы
7—9 малыми моренами, которые связаны с внутривековой
изменчивостью оледенения. По аналогии с ними мы счи-
тали (Максимов, 1967а), что и комплексы древних морен
связаны с внутривековой стадиальностью. На этом осно-
вании было ориентировочно подсчитано, что формирование
древних конечных морен продолжалось около 100 лет,
а формирование современных морен — около 200 лет.
14 Е. В. Максимов
209
Вместе с тем по морфологическим признакам внутривеко-
вые морены современных ледников и отдельные комплексы
древних морен мало похожи друг на друга. Первые обычно
выражены в виде незначительных дуг или нагромождений
материала высотой в несколько метров, вторые, напро-
тив, — в виде крупных сооружений, не отличающихся сво-
ими размерами от основного наиболее низкого комплекса.
В связи с этим возникло предположение о том, что комп-
лексы древних морен в отличие от внутривековых морен
современных ледников связаны с ритмичностью более вы-
сокого уровня, чем внутривековая. По аналогии с кри-
выми хода вулканической и сейсмической активности
можно предположить, что комплексы древних конечных
морен генетически связаны с вековыми (или близкими
к ним) ритмами. Так же как и внутривековые ритмы,
вековые, вероятно, могут проявляться только на фоне по-
ложительной волны многовекового ритма. При таком до-
пущении необходимо признать, что стадиальные конечные
морены горных ледников формировались не на протяже-
нии 100 лет, а на протяжении 300—500 лет. В целом эти
данные в большей степени подходят под подразделение
одного многовекового ритма, приводимого А. В. Шнит-
никовым (прохладно-влажная фаза — 300—500 лет, сухая
и теплая фаза — 1000 лет и переходные периоды от одной
фазы к другой — 100—200—300 лет).
Сказанное свидетельствует, что в рамках плейстоцена
все многообразие изменчивости ледников может быть све-
дено к интерференции двух основных ритмов — 40 700-лет-
него и 1850-летнего. Все остальные ритмы, если они во-
обще есть, играют подчиненную роль. Как же может быть
интерпретирован этот вывод применительно к проблеме
собственно оледенений и фаз одного оледенения? Как из-
вестно, А. Пенк и Э. Брикнер (Penck u. Bruckner, 1909)
установили четырехкратность оледенения Альп. В даль-
нейшем эта схема была поставлена под сомнение Б. Эбер-
лем (Eberl, 1928, 1930) и И. Кнауэром (Кпапег, 1938).
Эберль в результате изучения флювиогляциальных тер-
рас пришел к выводу, что последнее, вюрмское, оледене-
ние состояло из трех фаз (из них максимальной была
вторая фаза). Соответственно рисское оледенение было
расчленено на две фазы, миндельское — также на две
фазы и, наконец, гюнцское — также на две фазы. Кроме
того, были выделены более древние фазы оледенения или
210
оледенения. И. Кнауэр также установил по несколько
фаз в каждом оледенении. Однако характерно то, что не-
которые фазы рассматриваются им как остановки в про-
цессе отступания ледников. П. Бек (Beck, 1936, 1939),
изучавший район Аарского ледника, уже вполне опреде-
ленно сопоставляет фазы последнего оледенения с после-
довательно залегающими конечными моренами.
В дальнейшем эта система была перенесена и на по-
кровные оледенения. С одной стороны, как будто вполне
определенно выделяются следы четырех самостоятельных
ледниковых эпох, с другой — в палеогеографической лите-
ратуре усиленно дискутируется вопрос о фазах оледене-
ний, под которыми фактически подразумеваются самостоя-
тельные ледниковья.
Итак, либо были только отдельные ледниковые эпохи,
включающие стадии их распространения и сокращения,
либо каждая ледниковая эпоха включала несколько само-
стоятельных фаз оледенения, которые в свою очередь
включали стадии оледенения. В этом суть проблемы.
Система М. Миланковича как будто бы подтверждает
правильность второй, более дробной системы. В наиболее
законченном виде сопоставление ледниковых эпох и их
фаз с минимумами солнечной радиации было проведено
Ф. Цейнером.
Признаки стадиального сокращения ледников отчет-
ливы только в трогах, относящихся к последней ледни-
ковой эпохе. Кое-где они встречаются и на прилавках,
образованных в период предпоследней ледниковой эпохи.
Никаких сколько-нибудь определенных следов существо-
вания фаз оледенений нами нигде замечено не было. Может
быть, можно было бы допустить, что по трогам, относя-
щимся к последней ледниковой эпохе (это касается тро-
гов и более ранних ледниковий), ледники спускались не
один раз, а три — по числу известных фаз вюрмского
оледенения. Однако такое допущение нам представляется
маловероятным по следующим соображениям: уже в на-
стоящее время (т. е. за время, прошедшее с момента от-
ступания ледника) троги, образованные во время послед-
него оледенения, подверглись интенсивному эрозионному
размыву. В некоторых случаях юный врез достигает и даже
превышает 100 м. Таким образом, повторись снова
оледенение — мы бы уже имели систему вложенных
трогов.
14*
211
По нашему мнению, неоднократное распространение
ледников по трогам последнего оледенения в виде отдель-
ных фаз оледенения, из которых каждая охватывала бы
промежуток времени в 40 000 лет, совершенно исклю-
чается (в противном случае системы вложенных трогов
были бы образованы не из трех-четырех, а из гораздо
большего числа трогов). Таким образом, остаются реаль-
ными только четыре оледенения со своими стадиальными
проявлениями. Для фаз оледенения места не остается.
Вместе с тем стадиальные возвратно-поступательные по-
движки ледников (особенно на ранних этапах распада
оледенений) могли быть настолько интенсивными, что
формы рельефа (прежде всего террасы), связанные с ними,
ошибочно могли приниматься за следы самостоятельных
фаз.
И в случае с покровными ледниками фазы оледенения
не находят фактического подтверждения. В Европе дейст-
вительно морфологически и геологически установленными
можно считать следы только четырех ледниковых эпох.
Палеоботанические материалы, регистрирующие значи-
тельно большее число похолоданий, касаются не только
ледниковий, но и псевдогляциалов, о которых говорилось
в главе VI.
Если быть последовательным, то все четыре европей-
ских ледниковья следует однозначно сопоставить с че-
тырьмя горными ледниковьями (учитывая, конечно, неко-
торую хронологическую смещенность горных оледенений).
В этом случае пришлось бы пересмотреть всю хронологию
плейстоценовых оледенений (табл. 35). При таком решении
вопроса все четыре оледенения уместятся в 200 000-лет-
нем отрезке времени, а от сопоставления фаз ледниковых
эпох с отдельными минимумами облучения придется от-
казаться.
Общая продолжительность плейстоцена
Итак, мы подошли к наиболее дискуссионной проблеме
всей четвертичной геологии — общей продолжительности
плейстоцена.
Приведем в качестве примера две наиболее крайние
точки зрения, касающиеся этого вопроса. В. А. Зуб-
ков (1968) нижнюю границу плейстоцена относит к гюнц-
скому оледенению (965 000 — 750 000 л. н.), т. е. к пер-
212
Таблица 35
Покровные и горные оледенения Европы
Покровы Горные обледе- нения Мини- мумы облу- чения на 65° с. ш., л. н. Положи- тельные экстре- мумы про- цесса, л. н. Расчетные холодные интер- валы (по гра- фику А. Ронаи), л. н. Кульминации покровов, л. н.
Валдай— висла Вюрм 25000 28000 19000-17000 44000—25000 * 20000-19000
Москва— варта Рисе 72000 68700 83000-50000 61000-60000
Днепр— за а ле Миндель 115000 109400 117000-102000 101000-100000
Великое межлед- никовье Слабый 150100 158000-149000 Покрова не было
Ока— эльстер Гюнц 187000 190800 200000—191000 183000—182000
Примечание. Звездочкой отмечено наиболее холодное межлед-
никовье.
вому материковому оледенению, вышедшему за пределы
Балтийского моря и Великих озер. Однако первое раз-
витие ледниковых щитов (бибер) в умеренных широтах
атлантического сектора (Скандинавия, Лабрадор), со-
гласно данным В. А. Зубкова, привязывается к началу
калабрийского века, т. е. к 1.8—1.7 млн л. н. К. К. Мар-
ков и А. А. Величко (1967) по этому вопросу пишут:
«По имеющимся материалам, плейстоцен начался 300 000
лет назад. Но, учитывая, что окское покровное оледене-
ние было, возможно, не самым ранним, начало плейсто-
цена нами отнесено к более ранней дате — 500 000 лет
назад» (стр. 411).
Многие зарубежные исследователи также склоняются
к «короткому» плейстоцену. В. Вундт (Wundt, 1958, 1959)
считает, что все ледниковые эпохи охватывали промежу-
ток времени только в 330 000 лет. По существу очень
близки к такому пониманию вопроса Т. Карлстрем
и Ч. Эмилиани. По мнению первого из них, четыре оле-
денения — висконсин (нэптаун), айова (ник), иллиноцс
(эклутна) и Канзас (карибу-хиллз) — умещаются в от-
резке времени в 190 000—180 000 лет. Второй из них,
допуская реальность раннего вюрма, выделяет пять оле-
денений и умещает их в отрезке времени продолжитель-
ностью 300 000 лет.
213
Вопрос об общей продолжительности плейстоцена
самым тесным образом связан с проблемой существования
долгопериодических процессов. Чередование ледниковых
и межледниковых эпох в плейстоцене, по всей видимости,
может быть с известной степенью приближения описано
макропроцессом (т. е. 40 700-летним ритмом). Вместе
с тем рассчитанный нами ход макропроцесса ничего не
говорит о том, когда и почему возникло четвертичное оле-
денение и почему отдельные ледниковые эпохи различны
по степени своей интенсивности. Все выполненные нами
построения были сделаны при допущении равновеликости
проявления макропроцесса.
В общем случае можно предположить, что постепен-
ное понижение температуры, происходившее в течение
почти всего кайнозойского времени и, очевидно, связан-
ное с геологическим ритмом К. Брукса, в конце концов
достигло критических значений, при которых стало воз-
можным формирование оледенений. Иными словами, мак-
ропроцесс стал гляциообразующим на положительной (т. е.
холодной) волне геологического ритма. С принципиальной
стороны это предположение, очевидно, не вызовет возра-
жений. Однако вызывает большие сомнения тот факт,
что между гляциогенными ритмами продолжительностью
в 200 млн лет и 40 700 лет неизвестны ритмы, занимающие
по своей продолжительности промежуточное положение.
Очевидно такие ритмы должны быть. Их знание могло бы
способствовать выяснению продолжительности и причин-
ности четвертичной ледниковой эпохи.
Фактические данные дают в этом отношении очень
мало информации. Считается общепризнанным, что дне-
провское оледенение для Русской равнины было макси-
мальным. Московское оледенение было значительно меньше
днепровского, а валдайское меньше московского. Создается
впечатление, что мы имеем дело со «стадиями» отступания
одной крупной ледниковой эпохи (точнее ледникового
периода). Окское оледенение, проявившееся раньше дне-
провского и уступающее ему по размерам, соответст-
венно можно рассматривать как «стадию» наступания этой
крупной ледниковой эпохи. Доокские оледенения на
территории европейской части СССР никем не доказаны.
К. К. Марков, М. П. Гричук и Г. И. Лазуков (1961) по
этому вопросу пишут, что «древнейшим оледенением
Русской равнины нужно признать окское оледенение»
214
(стр. 16). До окского оледенения имели место только по-
холодания, а не оледенения.
Две последние ледниковые эпохи были отождествлены
нами с двумя последними проявлениями 40 700-летнего
ритма. В связи с этим все четыре ледниковые эпохи можно
уложить в последнем 150 000-летнем отрезке времени.
Однако по аналогии с радиационной кривой Миланковича
мы предположили, что положительный экстремум макро-
процесса, имевший место 150 100 л. и., отличался незна-
чительной интенсивностью и не был связан с оледенением
(табл. 34 и 35).3 Поэтому окское оледенение сопоставля-
ется нами с положительным экстремумом, имевшим место
190 800 л. н. Таким образом, все четыре плейстоценовые
ледниковые эпохи уложились в 200 000-летнем отрезке
времени.
Макропроцесс, очевидно проявлявшийся и ранее (это
следует из кривой Миланковича), стал гляциообразующим
только начиная со времени, отдаленного от современ-
ности на 200 000 лет; 4 * положительный экстремум макро-
процесса, имевший место 231 500 л. н., еще не вызывал
формирования покровного ледника, но похолоданием он,
вероятно, сопровождался. На основании приведенных
рассуждений можно прийти к выводу, что некоторый гипо-
тетический процесс (назовем его мегапроцессом) перешел
из области отрицательного баланса в область положитель-
ного баланса в промежутке времени между 231 500
и 190 800 л. н., т. е. в среднем около 210 000 л. н.
Сделанное предположение находит известное под-
тверждение в радиационной кривой Миланковича. Похо-
лодание, приходящееся на время 230 000 л. н., было мак-
3 Проблема, касающаяся великого межледниковья Европы
(или так называемого «пропущенного» оледенения), в самое послед-
нее время как будто нашла свое окончательное разрешение.
Л. Н. Вознячук (1970) рассматривает лихвинское межледниковье как
самое продолжительное в плейстоцене. Далее указывается, что
оно делится на две межледниковые эпохи фазой перигляциальных
условий. Установлено также, что между заальским и эльстерским
оледенением существовали два теплых периода, разделенных по-
холоданием. Теоретически можно рассматривать эти теплые периоды
как двойное голыптинское межледниковье (Mania, 1970).
4 К. К. Марков и А. А. Величко (1967), ссылаясь на кривую,
вычисленную А. Воеркомом в 1953 г., указывают, что ранее
250 000 л. н. сходство астрономической и геоморфологической кри-
вых совсем утрачивается.
215
симальным (более — 600 канонических единиц). В табл.
34 сопоставлены ледниковые покровы Европы с миниму-
мами облучения Земли. Днепровское оледенение отвечает
радиационному минимуму, имевшему место 115 000 л. н.
Этот минимум по интенсивности превосходит все осталь-
ные, за исключением минимума 230 000 л. н. Таким об-
разом, если бы 230 000 л. н. действительно было оледене-
ние, то оно должно было бы быть значительно больше дне-
провского, т. е. больше широко известного максимального
оледенения. В действительности такое оледенение неиз-
вестно. Это можно объяснить только тем, что 230 000 л. н.
гипотетический мегапроцесс находился еще в отрицатель-
ной области.
Максимальное, т. е. днепровское, оледенение, очевидно,
связано с положительным экстремумом этого предполагае-
мого процесса. Оледенения, следовавшие за днепровским,
попали уже на нисходящую ветвь этого процесса и по-
этому проявились в виде «стадий отступания» четвертич-
ного ледникового периода.5
Уже указывалось (глава IV), что 11 000 л. н. по-
всеместно происходило потепление климата. М. Юинг
и В. Донн (1966) приводят (по Ч. Эмилиани и X. Зюссу)
сведения о том, что температура поверхностных вод
в экваториальных широтах с 90 000 до И 000 л. н.
постепенно понижалась, затем 11 000 л. н. началось до-
вольно значительное повышение температуры. В течение
последних тысячелетий температура воды оставалась вы-
сокой, достигая почти максимального значения за весь
плейстоцен. Можно предположить, что температурный ска-
чок, имевший место И 000 л. н. и как будто не связанный
с ходом макропроцесса, был обусловлен переходом гипо-
тетического мегапроцесса из положительной области в от-
рицательную.
Дата 11 000 л. н. вызывает одну любопытную ассоциа-
цию. В гл. VII уже обращалось внимание на то, что наи-
более мощные вспышки вулканической активности тяго-
теют не к экстремальным положениям макропроцесса, 6
6 К. К. Марков (Markov, 1968) пишет, что похолодание не яв-
ляется синонимом оледенения. Самой холодной в плейстоцене
была эпоха последнего, а не максимального оледенения. Относи-
тельно изменения характера межледниковий по ходу плейсто-
цена все еще ясности нет. Можно лишь сказать, что последнее
межледниковье было несколько прохладнее предыдущих.
216
а к моментам перехода процесса из положительной об-
ласти в отрицательную. В связи с этим естественно до-
пустить, что такая вспышка вулканической активности
должна была иметь место и в момент перехода мегапро-
цесса из положительной области в отрицательную, т. е.
примерно 11 000 л. н. Хронологически этот момент почти
совпадает с I стадией распада горного оледенения. И вот
тут мы сталкиваемся с интересной аналогией — и на
Камчатке, и на Кавказе I стадия горного оледенения отра-
жена двойным горизонтом лав и пеплов. В другие стадии
распада горного оледенения такой картины не наблюда-
лось. В связи с этим можно предположить, что двой-
ные горизонты образовались в результате почти пол-
ного совпадения вспышки вулканизма, связанной с 1850-
летним ритмом, и вспышки вулканизма, обусловлен-
ной переходом мегапроцесса из одной области баланса
в другую.
Если допустить правильность наших рассуждений,
то можно с известной степенью приближения очертить
положительную (т. е. холодную) волну гипотетиче-
ского мегапроцесса — переход из отрицательной области
в положительную произошел 210 000 л. н., обратный
переход из положительной области в отрицательную
произошел 11 000 л. н. Продолжительность всей по-
ложительной волны этого процесса составит примерно
200 000 лет.
Несомненно наши расчеты продолжительности поло-
жительной волны гипотетического мегапроцесса, а соот-
ветственно и плейстоцена очень выиграли бы, если бы
мы могли подтвердить их каким-либо фактическим мате-
риалом. Для такого подтверждения необходимо распола-
гать полным разрезом плейстоценовых отложений. В связи
с этим мы обратились к разрезам китайских лёссов
(рис. 34). Классический разрез лёссовой толщи в районе
Учэна был подробно описан Лю Дун-шэнем и Чжан
Цзун-ху (1962). Нижняя часть лёссовой толщи (учэнский
хуанту) с несогласием залегает на нижнеплиоценовых
конгломератах; среднюю часть разреза составляет ли-
шийский хуанту, на который с несогласием налегает
маланский хуанту. Общая мощность разреза от нижне-
плиоценовых конгломератов до поверхности составляет
120 м; предполагается, что отложения разреза накапли-
вались на протяжении всего четвертичного периода
217
(Qi—Q2—Qs)- Палиноло-
гические исследования по-
казали, что на протяже-
нии всего этого периода
на рассматриваемой тер-
ритории не менее пяти
раз распространялась дре-
весная растительность, от-
раженная на схеме пика-
ми содержания пыльцы
древесной растительности.
Пики пыльцы древесной
растительности стратигра-
фически разделены почти
равновеликими интервала-
ми, равными примерно
22 м. Очевидно, эти пики
могут быть сопоставлены
с межледниковыми эпоха-
ми. Тогда, приняв ука-
занные интервалы за
40 700-летние ритмы, не-
трудно рассчитать общую
продолжительность плей-
стоцена. Оказалось, что
вся толща лёссов от под-
стилающих конгломератов
до поверхности образова-
лась примерно за 214 000
лет (т. е. образование лёс-
сов началось 214000 л. н.).
Если же предположить,
что верхний уровень не-
согласия (между лиший-
ским и маланским хуан-
ту) знаменует собой ко-
нец плейстоцена, то мож-
но подсчитать продолжи-
тельность всего плейсто-
цена (или положительной
волны мегапроцесса) от
подстилающих конгломе-
ратов до верхнего уровня
218
Разрез Себ. Китая (Кесь, 1959)
Разрез Учэн
(Лю Дун-шэнь, Чжан Цзун-ху,1962)
ШИЛ 1 __2 ^3
Пыльца бребесных
растений
IIIHIil 1 г ______________з --ь
несогласия. Она оказалась равной примерно 200 000 лет.
Как видно, хронологические рамки плейстоцена, полу-
ченные по разрезу Учэн, очень близки к теоретически рас-
считанным нами хронологическим рамкам положительной
волны мегапроцесса.
Общую продолжительность плейстоцена можно полу-
чить не только по 40 700-летнему ритму, как это было сде-
лано выше, но и по 1850-летнему ритму. Согласно А. Ро-
наи (1969), заполнение Большого Венгерского бассейна
наносами носило циклический характер. На графике гра-
нулометрического состава наносов (Ронаи, 1969, стр. 106)
без особого труда можно выделить 113+5 пиков, отве-
чающих прослоям глин и илов, и 117 + 12 чередую-
щихся с ними пиков, отвечающих прослоям пылеватых
песков, относящихся к плейстоцену (без голо-
цена). В среднем можно принять 115+10 циклов отложе-
ния наносов. Отождествляя каждый цикл, включающий
образование одного прослоя глины и одного прослоя песка,
с 1850-летним ритмом, можно рассчитать общую продол-
жительность плейстоцена: 1850X 115=212 000 + 18500 лет.
Это значит, что начало плейстоцена должно быть отнесено
к 222 000+18 500 л. н. Как видно, получен совершенно
тот же порядок величин, что и при расчете по 40 700-лет-
нему ритму.
График А. Ронаи дает также возможность проверить
абсолютную хронологию плейстоценовых оледенений
(табл. 35). Все холодные интервалы, определенные пали-
нологическим путем, совмещены у него с графиком гра-
нулометрии. Можно подсчитать, сколько малых циклов
накопления прошло с того или иного холодного интер-
вала до границы плейстоцена и голоцена и, отождествляя
циклы накопления с 1850-летним ритмом, восстановить
абсолютную хронологию оледенений. Почти во всех слу-
чаях холодные экстремумы макропроцесса и кульминации
ледяных покровов совпали с холодными интервалами,
вычисленными по графику А. Ронаи.
Необходимо подчеркнуть чрезвычайно характерный
«рисунок» плейстоцена: первое значительное по своим
размерам оледенение сменилось продолжительным (фак-
тически двойным) межледниковьем, разделенным эпохой
похолодания, не сопровождавшейся оледенением, затем
последовало второе максимальное оледенение, сменивше-
еся сравнительно теплым межледниковьем (правда, воз-
220
Холодно -*— —► Тепло
1
12?
13
/4
15
16
Рис. 35. Принципиальная схема изменений климата
в плейстоцене при условии равновеликого проявления
40 700-летнего ритма.
Колебания, связанные с однозначным проявлением 1850-летнего
ритма, не показаны. Зачернены ледниковья и важнейшие ста-
диалы. Римскими цифрами показаны лёссы, арабскими —
почвы.
можно несколько менее теплым, чем предшествовавший вто-
рой максимум более раннего межледниковья), далее по-
следовало меньшее по размерам оледенение, сменившееся
менее теплым межледниковьем, после которого началось
последнее наименьшее по своим размерам оледенение,
с его окончанием плейстоцен закончился (рис. 35).
О плейстоцене США
В главе VI была сделана попытка отождествления че-
тырех американских оледенений — Канзаса, иллинойса,
раннего и позднего Висконсина — с четырьмя европей-
скими ледниковьями и соответственно с последовательным
проявлением 40 700-летнего ритма. Фактически вне поля
зрения осталось наиболее раннее из американских оледе-
нений — небраска, не имеющее, по-видимому, аналога
среди покровных ледников Европы.
Обратимся к работе X. Бернарда и Р. Леблана (Чет-
вертичный период США, 1968), посвященной прибрежным
равнинам Мексиканского залива. Ссылаясь на Г. Фиска,
авторы приводят в качестве итоговой коррелятивную
схему событий в ледниковой области США и в низовьях
Миссисипи. Предполагается, что формации, слагающие
террасы, откладывались в межледниковьях, а врезы про-
исходили в ледниковья. Рассматривая схему террас,
фактически можно заметить только четыре уровня террас,
фиксирующих четыре эпохи врезания рек (УС-1, УС-2,
УС-3 и УС-4). Следы эпохи врезания УС-5 погребены под
аллювием и фактически лишены физического смысла.
Этого вреза просто нет. Тогда остается с поздним Вискон-
сином отождествить врез УС-4, с ранним Висконсином —
врез УС-3, с иллинойсом — врез УС-2 и, наконец, с Кан-
засом — врез УС-1.
Вызывает сомнение сама идея сопоставления оледене-
ний со врезами. Оледенения снижали водность террито-
рии и достигали максимума уже в условиях иссушающегося
климата. В связи с этим оледенения скорее должны от-
вечать намыву террас, а не врезанию в них. Известно,
что современные поймы образовались уже после отступа-
ния ледников последнего оледенения, поэтому сопоставле-
ние поймы с поздним Висконсином лишено смысла. Тогда
остается только одно решение — формации вильяна, бен-
тли, монтгомери и прери отождествить с оледенениями
222
Канзас, иллинойс, ранний и поздний висконсин. Врезы
соответственно происходили в ярмутское, сангамонское,
пеорийское и голоценовое межледниковья.6
Как ни решай проблему формирования террас, оче-
видно одно — в низовьях Миссисипи имеется только че-
тыре террасовых уровня, отвечающих четырем эпохам
оледенений.
Таким образом, на примере низовьев Миссисипи, ко-
торые по существу являются «замыкающим створом» для
всего американского плейстоцена, отчетливо видны при-
знаки лишь четырех, а не пяти оледенений. Существование
оледенения небраска снова ставится под сомнение.
Мы не имеем сейчас возможности детально останавли-
ваться на согласовании различных схем американского
плейстоцена. Отметим только самое важное — факти-
ческий материал указывает на четырехчленность амери-
канского плейстоцена (табл. 36).
Таблица 36
Плейстоцен Северной Америки по данным различных
исследователей (Четвертичный период США, 1968)
Голдуайт и др. Райт и Руэ Фрай и др. Рид и др. Лёссы Северной Америки
Рид и др. Фрай и др.
Висконсин поздний Висконсин Вудфорд Висконсин Бингел Пеория Джильмен- каньон Бингел Пеория Роксана IV
Висконсин ранний Айова = иллинойс Уиннебаго Буффало- харт Иллинойс Ловленд Бивер-крик Графтон Роксана III Роксана II Роксана I= роби? Ловленд II? Ловленд I? Питерсберг
Иллинойс (мах) Канзас Джексонвилл Лиман (мах) Канзас (мах) Саппа Волнат-крик Рэд-клауд
Канзас Небраска Канзас = небраска Небраска Фуллертон Севард ? ? ? ?
Примечание. В состав лёссов сапна входит пепел пёрлетт.
Проведенная корреляция плейстоцена Северной Аме-
рики безусловно носит предварительный характер. Мы
пытались показать, что плейстоцен Северной Америки
6 В стратиграфии ледниковых отложений Америки обнаружены
лишь четыре межледниковья, включая голоценовое (Hails, Hoyt,
1969).
223
един и состоит из четырех ледниковых эпох; вторая из
них отвечает максимальному оледенению. По-видимому,
следует оставить существовавшее до сих пор мнение о том,
что на востоке максимальным было иллинойское оледе-
нение, а на западе — канзасское. Имеются признаки того,
что в действительности речь идет об одной и той же эпохе
максимального оледенения, за которой целесообразно оста-
вить наименование иллинойс. Неувязки коррелятивных
схем разных районов Северной Америки были, по нашему
мнению, вызваны теми же самыми причинами, что и не-
увязки коррелятивных схем Европы. Основная причина
этих неувязок заключается в том, что под Висконсином
понимали одну ледниковую эпоху, в то время как в дейст-
вительности он состоит из двух самостоятельных ледни-
ковых эпох — раннего и позднего Висконсина, разделен-
ных верхнеплейстоценовым межледниковьем (сидней=
порт-толбот II). Почвы этого межледниковья часто не-
верно отождествляли с сангамонскими, в результате чего
морены раннего Висконсина «перекочевывали» иногда
в иллинойс (в Европе то же самое происходило с оледе-
нением варта). В других случаях почвы Сангамона сме-
шивались с ярмутскими почвами, что вызывало обратное
перемещение иллинойса в ранний висконсин. Наконец,
ярмутские почвы путают с афтонскими и в результате
рождается оледенение небраска. В действительности это
одни и те же почвы, а оледенение небраска является гео-
логической фикцией и тождественно канзасскому оледене-
нию.
Теперь необходимо пересмотреть стратиграфическое
положение пепла пёрлетт. Эти пеплы лежат не на канзас-
ской, а на иллинойской морене. Р. Уилкокс (Четвертичный
период США, 1968) ошибочно принимает иллинойскую
морену за канзасскую.
Возвращаясь к стратиграфической схеме плейстоцена
горного Запада (табл. 21), можно заметить ее полную
сопоставимость со схемой плейстоцена Великих равнин.
В обоих районах было четыре оледенения, из которых
максимальным было второе (иллинойс=сидар-ридж=зшер-
вин). Гигантское извержение, во время которого образо-
вались пеплы пёрлетт и туфы бишоп, произошло в конце
максимального оледенения (для покровного оледенения
это был действительно заключительный этап, а для гор-
ного оледенения — максимальная стадия).
224
Несмотря на дискуссионность ряда положений, при-
веденных выше, можно полагать, что генеральная схема
плейстоцена Северной Америки близка к теоретической
схеме плейстоцена земного шара, предлагаемой в этой
работе.
Климатическая сущность
40 700-летнего ритма
В чисто климатическом аспекте макропроцесс является
прежде всего термическим процессом. Положительным
экстремумам макропроцесса отвечают общепланетарные
похолодания, отрицательным — общепланетарные потеп-
ления. Его связь с ходом увлажненности пока недоста-
точно ясна. Многие исследователи указывают на то, что
наиболее влажные условия имели место не в момент куль-
минаций оледенений, а несколько раньше, либо в конце
межледниковий, либо на начальных этапах оледенения.
Так, например, М. П. Гричук (1961) в результате обобщения
громадного палинологического материала разработала
следующую схему изменения палеогеографических условий
в плейстоцене: теплое и сухое межледниковье —> теплое
и влажное межледниковье -> холодное и влажное
ледниковье —> холодное и сухое ледниковье. О том же
пишет Р. Моррисон (Четвертичный период США, 1968).
Оледенениям в горах отвечали «озерные интервалы» или
плювиалы в Большом Бассейне, во время которых кли-
мат был на 4.5—8.5° холоднее и влажнее современного.
Общий ход изменения климата во время одной волны был
следующим: прохладный и сухой в начале межледни-
ковья —> теплый и сухой -> теплый и влажный -> про-
хладный и влажный -> холодный и влажный -> прохлад-
ный и менее влажный -> снова прохладный и сухой в на-
чале следующего межледниковья. К. Бутцер (Butzer,
1963) говорит о смене начальных фаз влажного оледенения
фазами запаздывающего полного сухого оледенения.
Э. И. Равский (1965) пишет по этому поводу следующее:
«Говоря о вероятной связи плювиалов с наиболее влаж-
ными фазами межледниковий, нельзя исключить возмож-
ности того, что они соответствовали и начальным этапам
оледенения, до тех пор, пока материковые ледники из про-
дукта климатических условий сами стали важным климато-
формирующим фактором и обусловили существование мощ-
ного антициклона» (стр. 154).
!/2 15 Е. В. Максимов
225
Рис. 36. Ход макропроцесса (I), покровных оледенений (2) и изменения увлажненно-
сти (5).
Нами сделана попытка связать ход макропроцесса
с ходом изменения увлажненности на теоретической ос-
нове, предложенной М. П. Гричук (рис. 36). Предполага -
лось, что кривая теплообеспеченности М. П. Гричук фак-
тически отражает ход макропроцесса (правда, М. П. Гри-
чук не учитывала асимметричность всего процесса и его
ломаный характер). У М. П. Гричук кривая увлажнен-
ности на полфазы отклоняется от кривой теплообеспечен-
ности. Исходя из этого, мы попытались изобразить ход
изменения увлажненности в связи с макропроцессом
(при этом мы придали ему характер, аналогичный харак-
теру макропроцесса, т. е. асимметричный и ломаный).
В результате был совмещен ход макропроцесса и измене-
ния увлажненности. Анализируя совместный ход этих
двух процессов, мы попытались показать последователь-
ность смены климатических условий на протяжении од-
ного ритма (межледниковье—ледниковье). Оказалось, что
нарисованная нами картина во многом близка системе
М. П. Гричук (1961, рис. 4 и 5).
Проблема лёссов
Одним из наиболее дискуссионных вопросов палеогео-
графии плейстоцена является вопрос о стратиграфии,
хронологии и происхождении лёссовых горизонтов.
Попытка корреляции лёссовых отложений Европы
сделана А. А. Величко (1963). Суть этой схемы заключа-
ется в том, что три вюрмских лёссовых горизонта (лёсс I,
II и III), образовавшихся в послеэемское время:, одно-
значно сопоставляются с тремя лёссовыми горизонтами
европейской части СССР (лёсс I, II и III), образовавши-
мися в послемикулинское время. Слабым местом схемы
А. А. Величко является сопоставление брянской почвы
с гёттвейгом. Отождествляя микулино с гёттвейгом (гла-
ва VI), мы тем самым отождествляем московско-вартское
оледенение с вюрмом I (поскольку микулинские почвы
налегают на московскую морену).7 Попытаемся соста-
вить коррелятивную схему лёссовых отложений Европы
и Северной Америки (табл. 37) по материалам А. А. Ве-
личко (1963, 1965), Л. Р. Серебрянного (1965), Дж. Фрая,
X. Уилмена и Р. Блэка (Четвертичный период США,
1968).
2 Вюрм I и варту ранее сопоставлял В. Зергель.
15*
227
Таблица 37
Схема корреляции лёссов СССР, зарубежной Европы и США
СССР ФРГ и ГДР Франция США
Лёсс III Оглинение Лёсс III Лесс Шб Выветривание Лёсс бингелл Почва брейди
Лёсс II Брянская почва Паудорф Лёсс Ша Оглинение Лёсс пеория Алеврит фарм-
Лёсс 1 Лёсс II Лёсс II дейл Лёсс роксана IV
Почва микулино Гёттвейг Размыв, огли- Почва порт-тол-
Лёсс Лёсс I нение Лёсс I (два бот II Лёсс роксана I,
Почва одинцово Эемсь горизонта) ;ие почвы II, III Почвы сангамон
Таким образом, за время, прошедшее с конца эемско-
одинцовского межледниковья, проявилось не менее четы-
рех импульсов лёссообразования. Не исключено даже,
что их было не четыре, а пять или шесть. К числу абсо-
лютно достоверных импульсов можно отнести лёссообра-
зование, имевшее место после формирования паудорфско-
брянских почв, в промежутке времени между образова-
нием гёттвейгско-микулинских и паудорфско-брянских
почв и в промежутке времени между образованием эем-
ско-одинцовских и гёттвейгско-микулинских почв. Наи-
более ранний из названных импульсов чешские и фран-
цузские геологи подразделяют на два самостоятельных
импульса (Величко, 1963), разделенных коротким перио-
дом размыва и оглинения. Поскольку лёссообразование
прекращалось во время паудорфско-брянского межста-
диала, можно предполагать, что оно прекращалось и во
время амерсфортского межстадиала. В связи с этим мало-
мощный суглинок, о котором шла речь выше, мы склонны
связывать с межстадиалом амерсфорт.
В последней работе А. А. Величко (1965) указывается,
что импульсы лёссообразования проявились также при-
мерно 13 000—10 000 и 8000—4000 л. н. Главная фаза
лёссообразования, по словам А. А. Величко, имела место
между 25000 и 12 000—10 000 л. н. Однако в другой
работе (Величко, Морозова, 1963) он отмечает, «что начало
228
накопления лёссового материала не совпадает с началом
оледенения, а соответствует тому периоду, когда за краем
ледника достаточно полно развивается комплекс пери-
гляциальных условий» (стр. 144). Таким образом, ниж-
нюю границу главной фазы лёссообразования, очевидно,
надо несколько сместить в сторону современности.
Е. Мицельска-Довжало (Mycielska-Dowgiallo, 1966)
пишет о верхнедриасовом возрасте последней вспышки
лёссообразования (И 000—10 000 л. н.).8
Хронологическое положение последней вспышки лёссо-
образования может быть уточнено по террасам горных
рек, смыкающимся с конечноморенными образованиями
последнего оледенения. Обычно лёссами бывают покрыты
террасы, связанные с максимальной, I и иногда II ста-
диями горного оледенения, на более низких террасах
лёссов нет.
Основываясь на всем сказанном, можно совершенно
определенно считать, что последняя мощная вспышка
лёссообразования имела место в хронологическом интер-
вале, заключенном между 13 000 и 10 000 л. н. Еще один
более поздний и, по-видимому, незначительный импульс
лёссообразования, возможно, имел место во время отри-
цательного экстремума макропроцесса. В частности,
в Алайской долине и в Киргизском Алатау встречаются
покрытые незначительным слоем лёссов террасы, сопря-
женные с конечными моренами IV стадии. Однако этот
последний импульс лёссообразования настолько пробле-
матичен, что принимать его во внимание пока не стоит.
Окончательная периодизация импульсов лёссообра-
зования приведена в табл. 38. Из таблицы видно, что
лёссообразование происходило не только во время оле-
денений, но и во время холодных безледниковых перио-
дов — псевдогляциалов. Более того, есть некоторые осно-
вания полагать, что лёссообразование во время леднико-
вых эпох было смещено в сторону современности.
Таким образом, мы приходим к парадоксальному
выводу — лёссообразование происходило как в ледни-
ковые, так и в межледниковые эпохи, как во влажных,
так и в сухих условиях (рис. 36).
8 Всего, по мнению Е. Мицельски-Довжало, имеются три гори-
зонта вюрмских лёссов. Нижний из них связан с межстадиалом брё-
РУп.
16 Е. В. Максимов
229
Таблица 38
Периодизация импульсов лёссообразования
Гляциоклиматические фазы Лёссы (номен- клатура автора) Примерный абсолют- ный возраст, л. н.
Лёсс I 13 000-10 000
Максимум валдайского (ви- слинского оледенения) Межстадиал паудорф—брянск Лёсс II Ранее 13 000
Псевдогляциал Межледниковье гёттвейг— микулино Лёсс III Около 35 000—34 000
Лёсс IV? 54 000-51 000?
Максимум московского (варт- ского) оледенения Межстадиал амерсфорт Лёсс V Ранее 54 000
Псевдогляциал Межледниковье эем—один- цово Лёсс VI Около 76 000—75000
Значительный интерес представляет вопрос о том,
в каком плане можно связать импульсы лёссообразова-
ния с ходом макропроцесса. Судя по всему, лёс-
сообразование хронологически не совпадает с экст-
ремумами макропроцесса и занимает между ними
как бы промежуточное положение. Создается впе-
чатление, что основные импульсы лёссообразования тяго-
теют к участкам перехода макропроцесса из одной области
баланса в другую (рис. 36). На материале последнего
40 700-летнего ритма видно, что импульс лёссообразования,
тяготеющий ко времени перехода макропроцесса из поло-
жительной области в отрицательную и разделяющийся
на два самостоятельных импульса, был значительно энер-
гичнее импульса, тяготеющего к переходу макропроцесса
из отрицательной области в положительную.
В связи со сказанным нам кажется реальным предпо-
ложить, что в расчете на один 40 700-летний ритм при-
ходится три импульса лёссообразования (табл. 36, 37,
38) — сравнительно слабый начальный импульс, отно-
сящийся к холодному концу межледниковья, и мощный
двойной импульс, проявляющийся в конце (или ВО ВТО-
230
рой половине) ледниковья (именно на этом основании
в табл. 38 предположительно помещен лёсс IV).
Теперь можно сделать попытку интерпретации 40 700-
летнего ритма и его лёссообразующих проявлений при-
менительно ко всему плейстоцену. В этом случае можно
решить две задачи — проверить принципиальную пра-
вильность самого ритма и еще раз уточнить продолжи-
тельность всего плейстоцена.
Исходной точкой для подобной интерпретации может
послужить общее число лёссовых и почвенных горизонтов,
приходящихся на один ритм. Можно допустить, что име-
ется некоторая корреляция между интенсивностью лёссо-
образования (т. е. мощностью лёссового горизонта) и раз-
мерами оледенения. Тогда лёссообразование, наступив-
шее после максимума днепровского (максимального) оле-
денения, должно быть наиболее интенсивным, а лёссовый
горизонт, отвечающий ему, — наиболее мощным. Нако-
нец, в период великого межледниковья, между первым
(окско-эльстерским) и вторым (днепровско-заальским) оле-
денениями, лёссообразование должно было прекращаться
почти совсем или во всяком случае быть очень слабым,
а межледниковый почвенный комплекс должен быть осо-
бенно мощным и состоять из нескольких слившихся (или
почти слившихся) горизонтов, так как межледниковья
разделены только похолоданием. Далее, если допустить
существование гипотетического мегаритма, о котором
шла речь выше, возможно проявление начального и конеч-
ного лёссообразования в моменты перехода этого ритма
из одной области баланса в другую.
В расчете на пять 40 700-летних ритмов обозначим все
вероятные импульсы лёссообразования римскими цифрами,
а импульсы почвообразования — арабскими (рис. 34, а).
При достаточной выраженности всех горизонтов всего
должно насчитываться не менее 15—16 лёссовых горизон-
тов и 15—16 почвенных.9 Если же двойной конечный
импульс лёссообразования принять за один, то общее
число лёссовых и почвенных горизонтов соответственно
сократится до 10 и 10—11.
9 В работе А. А. Величко и Т. Д. Морозовой (1969) говорится
о том, что лёссовая толща Русской равнины состоит из 17 горизонтов
лёссов и почв.
16*
231
Составленную подобным образом схему лёссо- и почво-
образования всего плейстоцена сопоставим теперь с наи-
более полными лёссовыми разрезами.
А. С. Кесь (1959) приводит схематический разрез лёс-
совой толщи Северного Китая (рис. 34, б). Плейстоценовую
часть толщи (примерно 145 м) она разделяет на три от-
резка — желтый лёсс хуанту (Q3_4), лёсс с погребенными
почвами (Q2) и нижний красный лёсс(Р1). Красные лёссы
ложатся на размытую поверхность розовых глин неогена.
Поверхность размыва отделяет также желтый верхний
лёсс от лёсса с погребенными почвами.
Согласно нашему предположению, гипотетический мега-
процесс вошел в положительную область баланса при-
мерно 210 000 л. н. и вышел из нее 11 000 л. н. Можно
далее предположить, что переход гипотетического про-
цесса из одной области баланса в другую сопровождается
размывами (может быть, планетарно-катастрофическими?).
Теперь плейстоцен на схематическом профиле китайских
лёссов можно взять в хронологическую «вилку»: нижний
размыв (210 000 л. «н.) отвечает началу плейстоцена,
а верхний (11 000 л. н.) — его концу. Исходя из этих
предпосылок, желтый лёсс хуанту придется сопоставить
с лёссовым горизонтом I (рис. 34). Он с размывом налегает
на лёссы с погребенными почвами, причем размыт самый
верхний горизонт этих лёссов, который, вероятно, отве-
чает горизонту II. Между отложением лёссовых горизон-
тов II и I имел место размыв, и гипотетический процесс
вышел из положительной области.
Наиболее мощный лёссовый горизонт (глубина его
залегания 70—85 м), очевидно, является конечным лёс-
сом максимального (днепровского) оледенения (т. е. это
горизонт VII или VIII). Допуская, что это горизонт
с индексом VII, мы сможем опознать все вышележащие
горизонты лёсса — VI, V, IV и III.
Ниже днепровского конечного лёсса (VII) можно при-
ближенно опознать все лёссовые и почвенные горизонты
(рис. 34). Лёссы, отвечающие великому межледниковью
(XIV—X), маломощны. Наоборот, лёсс (XVI), ложащийся
на размытую поверхность розовых глин, снова более
мощный. Очевидно, это начальный лёсс гипотетического
ритма. Интересно, что конечный лёсс (I) этого ритма зна-
чительно мощнее его начального лёсса (XVI).
232
Разрез лёссов в районе Учэн (провинция Шаньси),
описанный Лю Дунь-шенем и Чжан Цзун-ху (1962),
с большим трудом поддается интерпретации в плане
40 700-летнего ритма (рис. 34). Однако и здесь она все-
таки возможна. Общее число лёссовых горизонтов, раз-
деленных почвами, составляет здесь 15, т. е. практически
то же самое. Почвенных горизонтов, не считая горизонтов
выветривания, здесь 14.
Выше уже делалась попытка определения общей
продолжительности плейстоцена по спорово-пыльцевым
и стратиграфическим характеристикам этого разреза.
Сейчас было бы трудно провести окончательное опозна-
ние всех генетических горизонтов потому, что мы не вполне
уверены в полной однозначности межледниковий и пиков
содержания пыльцы древесных пород. Однако общее
решение этого вопроса мыслится следующим образом.
Конечные лёссы днепровского оледенения (VIII и VII),
очевидно, отвечают двум мощным лёссовым горизон-
там на глубине 45—60 м; почва, заключенная между
ними, тогда получит индекс 8. Индексировать остальные
горизонты разреза теперь не составит труда (рис. 34).
Аналогичным образом поддается интерпретации юго-
славский разрез Нештин, описанный по материалам
Е. Маркович-Марьянович, И. К. Ивановой и А. С. Кесь
(1968). Опорным в этом разрезе можно считать мощный
горизонт лёсса на глубине 17—22 м, сопоставимый с мак-
симальным конечным лёссообразованием днепровского
времени.
Выше по разрезу имеются три горизонта межлед-
никовых пбчв (эем, гёттвейг, голоцен), два горизонта
межстадиальных почв (амерсфорт и паудорф) и четыре
верхних горизонта лёссов (I—II, III, IV—V и VI на
рис. 34). Уровни оглеевания, разделяющие конечные
лёссы на два горизонта, в разрезе не обнаружены (или
не замечены).
Ниже днепровских лёссов имеются два сближенных
почвенных горизонта межледникового облика, очевидно
сопоставимых с великим (двойным) межледниковьем,
и горизонт красных, вероятно доледниковых, почв. Верх-
няя постэемская часть югославского разреза почти
полностью подтверждается оцененными хронологически
данными Р. Мусиля и К. Валоха (Musil, Valoch, 1966)
по Чехословакии.
233
Рассмотренные материалы по стратиграфии лёссов
Северного Китая и Центральной Европы дают веские осно-
вания говорить о существовании закономерной ритмич-
ности их образования в связи с 40 700-летним ритмом.
Более того, находит уверенное подтверждение мысль
о существовании мегапроцесса, на положительной волне
которого проявились четыре эпохи плейстоценовых оле-
денений.
Продолжительность плейстоцена, как уже указыва-
лось, может быть оценена в 200000 лет. Создается
впечатление, что голоцен (в старом объеме), т. е. проме-
жуток времени в последние 11 000—10 000 лет, выходит
за рамки плейстоцена.
В лёссовых разрезах Китая (рис. 34) отчетливо
видны пять поверхностей размыва. Наиболее древний
размыв отделяет слоистую плиоцен-плейстоценовую тол-
щу от песчаников мезозоя, второй снизу размыв отделяет
слоистые глины плиоцена от слоистых лёссов плейсто-
цена, третий и четвертый ограничивают сверху и снизу
великое межледниковье и, наконец, пятый размыв
отделяет плейстоцен от голоцена.
Предполагая, что в плиоцене общая ритмическая зако-
номерность изменения климатических условий была такой
же, что и в плейстоцене, можно рассчитать общее время,
за которое образовалась вся слоистая толща от нижней
поверхности размыва до современности (рис. 34). Согласно
подсчетам, с момента образования нижней поверхности
размыва до современности прошло около 300 000 лет,
включающих примерно 7.4 макроритма; при этом на плио-
ценовую (?) часть образования слоистой толщи прихо-
дится примерно 85 000 лет, составляющих немногим
больше двух макроритмов. По всей видимости, это как раз
те две затухающие вспышки тепла и две вспышки похо-
лодания в Восточной Европе, которые проявились до
начала первого оледенения (Марков, Лазуков, Николаев,
1965).
Пока не совсем ясно, относить ли этот наиболее ран-
ний отрезок формирования слоистой толщи, во время
которого вместо лёссов откладывались красные и розовые
глины, к плиоцену или плейстоцену. В первом случае
общая продолжительность плейстоцена (без голоцена)
составит 200 000 лет, во втором — 290 000 лет.
234
По существу проблема происхождения лёссов остается
совершенно неразрешенной. Н. И. Кригер (1966) пишет
о «вихре идей», возникших в связи с проблемой проис-
хождения лёссов. А. В. Минервин и Е. М. Сергеев (1964)
пишут о том, что «каждая из существующих гипотез
происхождения лёсса встречает убедительную критику
со стороны своих противников» (стр. 54). Очень харак-
терно, что один из ведущих советских исследователей
лёсса Н. И. Кригер заканчивает свою работу (1966)
фразой о том, что «идеи геологов первой половины XIX в.,
связывавших образование лёсса с вулканическими явле-
ниями, должны быть признаны не умершими, а видо-
изменившимися в условиях современной науки» (стр. 117).
Следует напомнить, что еще в конце прошлого века Г. Хе-
ворс (Haworth, 1882) рассматривал лёссы как вулкани-
ческий пепел огромных извержений, отложившийся во
время огромных наводнений (потопов). Напомним также,
что К. Кейльхак (Keilhack, 1920) предположил, что лёссы
имеют космическое происхождение. В рассуждениях Кей-
льхака, которые Л. С. Берг (1947) квалифицировал как
фантастические, есть внутренняя логика. Основной довод
Кейльхака в пользу космического происхождения лёссов
заключается в том, что на Земле нет такого источника,
из которого могло бы образоваться такое огромное коли-
чество химически почти однородного вещества, каким
является лёсс. Согласно Кейльхаку, причина образова-
ния лёсса кроется в наступлении ледниковых эпох.
Интересные данные о просадочности лёссов приводят
в своей работе А. В. Минервин и Е. М. Сергеев. Они
подметили, что просадочные лёссы приурочены к погре-
бенным почвам. По их мнению, величина просадки отра-
жает недоуплотненность или разуплотненность пород.
В связи с этим получается очень характерная картина —
просадочность лёссов нарастает от каждого погребенного
почвенного горизонта вверх, достигает максимума перед
(немного ниже него) следующим погребенным почвен-
ным горизонтом и затем резко уменьшается (почти до нуля)
в начале следующей эпохи лёссообразования. Авторы
объясняют это изменчивостью процессов сезонного про-
мерзания и оттаивания. По нашему мнению, может быть
найден и другой путь объяснения просадочности лёссов.
Выпадение лёссов из атмосферы (если исходить из эоловой
гипотезы формирования лёссовых толщ) могло протекать
23.')
с неодинаковой интенсивностью. В те периоды, когда
выпадение лёсса было особенно интенсивным, создава-
лась большая уплотненность лёссовой толщи и проса-
дочность была минимальной. Постепенное уменьшение ин-
тенсивности выпадения лёссов соответственно уменьшало
уплотненность лёссовой толщи, а ее просадочность, на-
против, возрастала. В момент образования почвенного
горизонта образование лёсса фактически почти прекра-
щалось. В результате создается впечатление не только
о ритмической последовательности в образовании лёссо-
вой толщи, но и об импульсивном характере ее формиро-
вания.
Обратим теперь внимание на два, на наш взгляд,
существенных обстоятельства. Первое из них известно
давно: в лёссах время от времени находят прослои вул-
канических пеплов (об этом подробно пишет в своей
монографии Н. И. Кригер, 1965). В частности, такие
прослои известны на Дону в стоянках Костенки XVII
и XVIII,10 а также в районе Днепропетровска на глубине
около 9—10 м (Заморш, 1937). Известно также переслаи-
вание лёсса с вулканическим пеплом на Рейне и в ряде
других мест. Спрашивается, какой же мощности должны
были достигнуть извержения вулканов на Земле для того,
чтобы в районе Днепропетровска, по меньшей мере на
расстоянии 800 км от ближайшего возможного центра
извержения (Эльбрус), образовался горизонт пепла
в 22 см? 11
Таким образом, само наличие прослоев пепла в лёссе
в областях, удаленных от центров современной вулкани-
ческой активности, говорит в пользу того, что лёсс откла-
дывался в периоды, гораздо более активные с точки зре-
ния вулканических проявлений.
Второе обстоятельство еще более важное. На рис. 37
показаны вспышки вулканической активности и лёссо-
образования по ходу развития событий 40 700-летнего
10 Судя по датировке (ГИН-78), одно извержение было значи-
тельно позже 20 000 л. н., одно или два извержения (ГИН-77,
ГИН-89), очевидно, имели место значительно раньше 23 600—
20 000 л. н.
11 Это тем более относится к пеплу пёрлетт в Северной Америке
мощностью в 3 (иногда даже 9) м. Предполагаемый кратер, из кото-
рого он был выброшен, находился примерно на расстоянии 500—
1000 км.
236
Рис. 37. 40 700-летний геологический ритм.
1 — тектонические кризисы; 2 — вулканические импульсы; 3 — импульсы лёссообразования;
маленькие стрелки — ход тектонической активности; I—IV — четверти макропроцесса.
ритма. Не все в этом сопоставлении можно считать окон-
чательно решенным, но совершенно определенно прояв-
ляется известная согласованность во времени вспышек
вулканической активности и лёссообразования. И те
и другие в общем случае тяготеют к моментам изменения
знака баланса в 40 700-летнем ритме. Конечные вспышки
лёссообразования, так же как и конечный вулканизм,
значительно энергичнее начальных вспышек лёссообра-
зования и начального вулканизма. И конечный вулканизм,
и конечное лёссообразование образуются из двух почти
сливающихся импульсов.
Теперь мы в состоянии сделать один чрезвычайно важ-
ный, хотя и носящий предварительный характер, вывод —
и в хронологическом аспекте и в смысле масштабности
проявлений между вулканической активностью и лёссо-
образованием имеется определенная связь.
Сейчас, очевидно, преждевременно гадать, имеют ли
лёссы какое-то сложное, родственное вулканическому, или
даже космическое происхождение. Несомненно другое —
современные теории, объясняющие происхождение лёссов,
явно неудовлетворительны. В дальнейшем попытки «ре-
шить проблему происхождения лёссов» должны, по на-
шему мнению, непременно учитывать две особенности их
формирования — параллелизм вулканической активности
и вспышек лёссообразования и ритмично-импульсивный ха-
рактер формирования лёссовых толщ.
О 40 700-летнем геологическом ритме
На рис. 37 построена модель 40 700-летнего геологичес-
кого ритма. Выше уже предполагалось, что тектоничес-
кая активность меняется по ходу макропроцесса, возрас-
тая от отрицательного экстремума к положительному
и снижаясь от положительного к отрицательному. Знак
этого процесса меняется скачком и сопровождается тек-
тоническими кризисами, отвечающими экстремальным по-
ложениям макропроцесса. Можно предположить, что
кризисы положительных экстремумов были энергичнее
кризисов отрицательных экстремумов. Это объясняется
тем, что первые происходили в ходе возрастания тектони-
ческой активности, а вторые — в ходе ее спада. Если
это положение верно, то очевидно, что оледенения насту-
пают уже после главной вспышки тектогенеза.
238
Не вызывает сомнений, что после максимума оледене-
ния происходили воздымания горных стран, продол-
жавшиеся и после прохождения отрицательного экстре-
мума макропроцесса. Создается впечатление, что отри-
цательная область макропроцесса в целом отвечает воз-
дыманиям горных стран. Вместе с тем было бы рискованно
приписывать положительным областям макропроцесса,
опираясь на принцип его зеркальности, преобладание
опусканий. Следует иметь в виду, что в плейстоцене
безусловно преобладали общие воздымания гор. В этом
смысле принцип гляциоизостазии вряд ли применим.
Вспышки вулканической активности оказываются при-
уроченными не к экстремальным положениям макро-
процесса, а к моментам перехода макропроцесса из одной
области баланса в другую. По-видимому, вспышки вул-
канической активности, имевшие место во время оледене-
ний, т. е. в моменты перехода макропроцесса из поло-
жительных областей в отрицательные, были значительно
сильнее вспышек вулканизма, происходивших в моменты
перехода макропроцесса из отрицательных областей в по-
ложительные (рис. 37). Более того, стадиальный (т. е.
1850-летний) вулканизм в первой четверти макропро-
цесса, вероятно, вообще не проявлялся (или про-
являлся очень слабо), напротив, в третьей четверти
макропроцесса он достигал большой интенсивности.
В главе VII уже рассматривался вопрос о связи тек-
тонических движений с 40 700-летним ритмом. Было пока-
зано, что в большинстве случаев новейшие тектонические
движения могут быть интерпретированы в плане этого
ритма. Наряду с этим подчеркивалось, что стремитель-
ные поднятия, охватившие некоторые горные сооружения
в голоцене, как будто не связаны с этим ритмом. Изме-
нение тектонического режима этих горных сооружений
может быть отнесено ко времени, более позднему, чем
образование конечных морен максимальной стадии. Фор-
мировавшиеся на протяжении всего плейстоцена системы
каровых уровней (Эверест, Памир) оказались почти
моментально (в геологическом смысле этого слова) воз-
несенными на совершенно необычную высоту.
Теперь в свете вопроса о гипотетическом мегапроцессе
можно почти с уверенностью говорить о том, что стреми-
тельный, почти современный, рост некоторых горных соору-
жений (а возможно, и стремительное опускание других гор-
239
ных систем) начался 12 000—11 000 л. н.12 Эти подъемы отра-
жают более высокий ранг тектонических движений, отве-
чающий мегаритму.
В связи с 40 700-летним геологическим ритмом необ-
ходимо остановиться еще на одной проблеме большого
палеогеографического значения — на вопросе о скачко-
образном характере макропроцесса. Напомним, что макро-
процесс формально напоминает процесс синусоидального
типа, однако в отличие от последнего в экстремальных
положениях, а также в точках перехода из одной области
баланса в другую он меняет свой темп скачкообразно
почти в два раза. Последний переход макропроцесса
из одной области в другую имел место 13 200 л. н. и отве-
чал максимальному распространению ледников послед-
него оледенения; последний экстремум макропроцесса
происходил 5 800 л н. и совпал с формированием конечных
морен IV стадии. Выше уже обращалось внимание на то,
что конечные морены IV стадии сопряжены с громадными
обвальными массами и крупными тектоническими нару-
шениями; обращалось также внимание на сопряженность
конечных морен максимальной стадии последнего оле-
денения с крупнейшими извержениями вулканов.
Таким образом, и статистико-теоретические обобще-
ния, и полевой гляцио-тектонический и гляцио-вулкани-
ческий материал подтверждают тот факт, что 5800 л. н.
имел место сейсмо-тектонический кризис, а 13 200 л. н. —
вулканический кризис.
Остановимся сначала на сейсмо-тектоническом кри-
зисе. Сейчас трудно ответить на вопрос о том, идет ли
речь о некотором потрясении в планетарном масштабе
или об эпохе, особенно активной в сейсмо-тектоническом
отношении. В ряде мест (Алайская долина, Киргизский
Алатау, горы Путорана и других) удалось зафиксировать
сопряженность конечных морен IV стадии оледенения
с очень специфическими террасами, сложенными остро-
угольным материалом и носящими сейсмо-селевый облик.
В некоторых случаях можно почти с уверенностью гово-
рить о том, что во время кризиса IV стадии оледенения
произошло чуть ли не моментальное таяние горных лед-
12 Д. Кранделл относит активизацию вертикальных движений
в северо-западной части США к интервалу времени 13 000—
10 000 л. н. (Четвертичный период США, 1968).
240
ников. Видимо, с этим же событием связан катастрофи-
ческий паводок на оз. Мизула в США. Такие события,
если они в дальнейшем подтвердятся фактическими дан-
ными в других районах, несомненно уже не смогут но-
сить узко регионального характера.
Так или иначе, но можно с определенной степенью уве-
ренности говорить о том, что в момент формирования
конечных морен IV стадии имели место события ката-
строфического характера; по всей видимости, они законо-
мерны и привязываются к экстремальному положению
макропроцесса. Если быть последовательным, то нетрудно
прийти к выводу, что сейсмо-тектонические потрясения,
привязывающиеся к экстремальным положениям мак-
ропроцесса, должны повторяться периодически через
определенные промежутки времени.
В полевых условиях нам только один раз пришлось
наблюдать образование, которое предположительно мо-
жет быть связано не с последним, а с предпоследним
экстремумом макропроцесса. Речь идет о верхней части
долины р. Юрюзань на Южном Урале. Четыре низкие
террасы (см. табл. И), отчетливо выраженные в верховьях
Юрюзани, без особого труда увязываются с четырьмя
ранними стадиями вюрма. После III стадии ледники
на Южном Урале окончательно исчезли. На высоте
около 40 м выражен террасоподобный уровень, усыпан-
ный валунами ледникового облика. Очевидно, это дно
трога предпоследнего, более обширного, чем вюрм, оле-
денения. Между террасой, отвечающей максимальной
стадии вюрма (8—12 м), и дном трога предпоследнего
оледенения есть еще один слабоволнистый террасоподоб-
ный уровень, возвышающийся над дном долины на 20—25 м.
Разрез этой террасы (у впадения р. Евлокты в Юрюзань)
имеет совершенно необычное глыбовое строение. Тер-
раса сложена обломками сланцев (максимальный диа-
метр вдоль длинной оси до 15—20 см), перемешанными
со сланцевой дресвой и глинистыми частицами. Вверх
по разрезу размеры обломков уменьшаются, а в самом
низу разреза появляется рыжеватая глина. Очевидно,
нами встречен тот самый террасовый «глыбовой горизонт»,
о котором применительно к долинам Аи, Белой, Юрюзани,
Б. и М. Инзера и Сакмары пишет Н. П. Вербицкая (1965).
Делювиальный и солифлюкционный пути образования
этого горизонта нам кажутся маловероятными в связи
241
с тем, что сравнителыто невысокие коренные борта долины
Юрюзани расположены достаточно далеко (до 2 км) от
разреза. Видимо, образование глыбового горизонта этой
террасы связано с сейсмо-селевым пароксизмом всего
Южного Урала. О времени этого пароксизма можно су-
дить только ориентировочно — оно было безусловно ранее
13 200 л. н. и, видимо, позже 34 500 л. н., поскольку
к этому времени уже образовался незначительный врез
(до 20 м) в дно трога предпоследнего оледенения. В связи
с этим отнесение сейсмо-селевого потрясения к 28 000 л. н.
не кажется невероятным.
Мы далеки от мысли приписывать рассматриваемым
сейсмо-тектоническим потрясениям смысл планетарных
катастроф в плане переворотов Ж. Кювье. Вместе с тем
обращает на себя внимание следующее симптоматичное
совпадение — по нашим расчетам, последнее потрясение
имело место 5800 л. н. Ж. Кювье (1937) по этому вопросу
писал: «Поверхность нашего земного шара была жертвой
великого и внезапного переворота, давность которого
не может быть значительно больше, чем пять, шесть
тысяч лет» (стр. 242, 243). В связи с этим стоит напомнить,
что Б. Л. Личков (1965) также был склонен «реабилитиро-
вать» некоторые стороны теории Ж. Кювье. Г. Ф. Лунгер-
сгаузен (1963), описывая ритмическое строение конти-
нентальных отложений песчано-глинистого состава, отме-
чает следующее: «В типичном случае каждая пачка,
ограниченная сверху и снизу эрозионными поверхностями,
имеет в основании грубокластические отложения — га-
лечники, конгломераты. Нередко к этому уровню при-
урочен характерный горизонт мусорного свала: скопление
обломков древесины и растительного детритуса, глиня-
ные катуны и отторженцы из размытой постели пласта»
(стр. 18). Возникает вопрос: что же это за горизонты
мусорного свала? Нет ли некоторой связи между ними
и сейсмо-тектоническими проявлениями на поверхности
Земли?
Скачкообразное изменение темпа макропроцесса в мо-
мент его перехода из положительной области баланса
в отрицательную, по всей видимости, сопровождалось
вспышкой вулканизма, также занимающей вполне зако-
номерное положение в развитии палеогеографической
обстановки. Камчатские и кавказские материалы сви-
детельствуют, что энергия вулканических пароксизмов
242
в момент максимума горного оледенения во многие десятки
и даже сотни раз превосходила энергию крупнейших
извержений исторического времени в этих районах. Так же
как и в случае с IV стадией, мы не можем с полной уве-
ренностью сказать о том, имел ли место моментальный
пароксизм вулканизма на всей планете или была некото-
рая эпоха, насыщенная вулканическими проявлениями
разного масштаба. Но тот факт, что указанная вспышка
вулканической активности хронологически была строго
ограничена, не вызывает сомнения.
Закономерный ход ослабления вулканической актив-
ности, судя по вулканам Камчатки и Кавказа, нарушался
один раз — во время I стадии горного оледенения, между
12 000 и 11 000 л.н. Любопытно, что в некоторых местах
суммарная мощность двойного горизонта лав, связанных
с I стадией оледенения, превосходит по мощности лаво-
вый горизонт максимальной стадии. В связи с этим при-
ходится ставить вопрос еще об одной вспышке вул-
канизма, имевшей место между 12 000 и 11 000 л. н. Как
уже указывалось, этот импульс вулканизма, вероятно,
связан с переходом мегапроцесса из положительной
области баланса в отрицательную.
Таким образом, с определенной степенью достовер-
ности можно говорить о двух особенно энергичных вул-
канических проявлениях, пережитых Землей на границе
верхнего плейстоцена и голоцена, — первый из них
имел место между 14 000 и 13 000 л. н., а второй (двой-
ной) — в интервале времени 12 000—11 000 л. н.
Ритмические закономерности формирования
горного рельефа Земли13
65-метровая ступень горных вершин, о которой говори-
лось в главе VII, очевидно, свойственна всему вертикаль-
ному размаху континентов, от их подножия и до высшей
точки — Эвереста. Подножие континентов обычно относили
на гипсографической кривой к глубине 2440 м. Однакб
эта величина вызывает некоторые сомнения. Процентная
гипсографическая кривая отчетливо указывает на мини-
мум площадей, разделяющих материковую и океаничес-
13 Этого важнейшего вопроса планетарной геоморфологии в дан-
ной работе мы можем коснуться лишь вскользь.
243
кую глыбы, приходящийся на глубинный интервал от
1000 до 2000 м (в среднем —1500 м). Примерно на этой же
глубине (—1459 м) находится уровень симметрии плане-
тарного рельефа, т. е. некоторый уровень, занимающий
среднее положение между средней высотой материков
(875 м) и средней глубиной океанов (—3794 м). Для даль-
нейших расчетов мы приняли округленное значение
уровня симметрии, равное —1500 м.
Общий размах рельефа континентов составит в этом
случае 10 348 м и включит 159 вершинных ступеней
по 65 м каждая. Отождествляя формирование 65-метро-
вых ступеней с 1850-летним ритмом, можно рассчитать
продолжительность формирования горного рельефа Земли.
Она оказалась равной 294 000 лет. Напомним в связи
с этим, что общая продолжительность формирования
плиоцен-плейстоценовой слоистой толщи глин и лёссов
Восточного Китая была определена примерно в 300 000 лет.
Полученные пространственные и хронологические
рамки «большой волны» (см. главу VII) дают возможность
оценить хронологическое положение начальной точки
плейстоцена. Выше предполагалось, что экстремум «боль-
шой волны» подвижен во времени и пространстве и пере-
мещается вместе со снеговой линией. Пользуясь вер-
шинными графиками и параметрами «большой волны»,
удалось определить момент «встречи» поднимающихся
гор и ритмически опускающейся снеговой линии. Оче-
видно, это и есть исходный момент плейстоцена. Ход
рассуждений при этом был таков. При условии равно-
великости всех плейстоценовых оледенений «встреча»
поднимающихся гор со снеговой линией должна была
произойти при ее наиболее низком положении, т. е. при
депрессии снеговой линии в 1160 м (судя по максималь-
ной депрессии снеговой линии во время последней лед-
никовой эпохи). В среднем снеговая линия на Земле
проходит на высоте 2500 м (Калесник, 1963; Воронов,
1968), а вершина планетарной «большой волны» должна
находиться на высоте 2660 м (2500+160). Встреча подни-
мающихся гор и снеговой линии в этом случае должна
была произойти в тот момент, когда средняя высота гор-
ных вершин достигла 1500 м (2660—1160 м). С тех пор
горы поднялись до высоты 8848 м, т. е. на 7348 м, вклю-
чающих 113 ступеней по 65 м каждая; это соответствует
интервалу времени в 209 000 лет (1850x113). G учетом
244
того что первое оледенение было несколько больше послед-
него, эта цифра должна быть увеличена до 212 000—214 000
лет. Таким образом, начальный момент плейстоцена мо-
жет быть приурочен примерно к 213 000 л. н. Напомним,,
что начальный момент плейстоцена совершенно иным
путем был отнесен нами ранее почти к такой же
дате.
Приведенные расчеты, а также целый ряд других
соображений позволили сформулировать следующую ис-
ключительно важную закономерность общего воздымания
гор. В предплейстоценовое время имел место короткий
этап стремительного воздымания гор земного шара; в
плейстоцене воздымание гор хотя и продолжалось, но
замедленным темпом. Иными словами, современные горы
поднялись перед самым началом плейстоцена.
Далее, предполагается, что формирование гипсомет-
рии суши во времени присходило по общему плану гип-
сографической кривой, т. е. наиболее высокие точки сов-
ременного рельефа обладали и наиболее высокими ско-
ростями подъема, наоборот, наиболее низкие точки —
наиболее низкими скоростями. Отсюда следует, что рав-
ные по абсолютной высоте точки современного рельефа
поднимались с одинаковыми скоростями. На основании
приведенных рассуждений была сделана попытка постро-
ения гипсографической кривой для начального момента
плейстоцена. Максимальная высота предплейстоценового
рельефа была определена следующим образом. Вершина
планетарной «большой волны», как было показано, нахо-
дится на высоте 2660 м; наиболее высокое положение
на Земле она занимает там, где выше всего проходит
снеговая линия. Известно, что в отдельных местах Тибета
снеговая линия приближается к 7000 м (Калесник, 1963);
это значит, что наиболее высокое положение вершины
«большой волны» может быть определено в 7160 м; встреча
поднимающихся гор и снеговой линии должна была
в этом случае произойти на высоте примерно 6000 м
(7160—1160 м). Таким образом, в первом приближении
максимальная высота предплейстоценового рельефа мо-
жет быть определена в 6000 м. По принципу подобия
современной гипсографической кривой была проведена
гипсографическая кривая для эпохи 213 000 л. н. Теперь
можно определить абсолютную высоту любой точки гор-
ного рельефа к началу плейстоцена и вычислить скорость
245
ее плейстоценового воздымания. Оказалось, что в среднем
за плейстоцен горы Земли поднялись на 1430 м со сред-
ней скоростью воздымания 6.7 мм/г. Как видно, полу-
а — подъем гор в эоплейстоцене и плейстоцене;
б — ход макропроцесса по увлажненности (I) и
температуре (2); заштрихованы области повыше-
ний увлажненности; в — ступенчатый характер
горных стран.
ченная величина среднего воздымания гор за плейстоцен
попадает как раз в середину интервала воздымания гор
за плейстоцен (1000—2000 м), указанного К. К. Марко-
вым и А. А. Величко (1967).
246
Опираясь на все приведенные выкладки, можно без
особого труда вычислить средние и максимальные высоты
гор для всех ледниковых эпох (рис. 38, а).14 Средняя
высота гор (по размаху) к началу плейстоцена составила
3000 м относительно уровня моря или 2250 м над уровнем
моря относительно уровня симметрии. Она может быть
получена двумя способами — либо путем вычитания из со-
временной средней высоты гор, равной 4424 м, среднего
подъема за плейстоцен, равного 1430 м, либо путем деле-
ния пополам максимальной высоты гор к началу плейсто-
цена, равной 6000 м. В обоих случаях мы получаем вели-
чины, близкие 3000 м. Это лишний раз подтверждает прин-
ципиальную правильность всех выполненных расчетов.
Общий подъем гор за 294 000 лет составляет в среднем
5180 м. Эта величина получена следующим образом.
Предполагается, что подъем начался с уровня симметрии,
т. е. с отметки —1500 м. К началу плейстоцена средняя вы-
сота гор относительно уровня симметрии составила 3750 м
(6000+1500=7500 : 2=3750 м)или 2250 м над уровнем моря,
а общий подъем их с начала воздымания до плейсто-
цена — 3750 м; за плейстоцен горы поднялись еще на
1430 м. Таким образом, общий подъем за эоплейстоцен
и плейстоцен составил 5180 м. Полученные нами ве-
личины близки к оценке доплейстоценовых и плейсто-
ценовых поднятий гор Алтая и Западной Тувы, приво-
димой Е. В. Девяткиным (1964) и равной соответственно
3600 и 1000 м. При этом доплейстоценовые поднятия
Е. В. Девяткин подразделяет на доэоплейстоценовые
(примерно 850 м) и эоплейстоценовые (примерно 2750 м).
Хотя эти оценки и носят чисто региональный характер,
можно в первом приближении принять, что горы Земли
в доэоплейстоценовое время в среднем поднялись на 850 м;
тогда на эоплейстоцен придется 2900 м подъема или
примерно 1450 м на один 40 700-летний ритм при средней
скорости подъема 35—36 мм/г.
Таким образом, за последние 294 000 лет, в которые
укладывается несколько более семи ритмов продолжитель-
ностью в 40 700 лет, горы Земли в среднем поднялись
на 4330 м (5180—850 м), из которых на первые два ритма
приходится 2900 м подъема, а на пять остальных — только
14 На рис. 38, а и далее в тексте используются средние высоты
гор по размаху.
247
1430 м. Теперь можно со всей определенностью сказать,
что самой важной чертой новейших движений Земли
явилось скачкообразное уменьшение темпа воздыманий
от эоплейстоцена к плейстоцену.
40 700-летний ритм, так же как и 1850-летний, раз-
вивается в плане чередования сухих и влажных интер-
валов. Поэтому к нему также применимы рассуждения,
которыми мы сопровождали объяснение формирования
65-метровой глыбово-ступенчатой структуры гор (гл. VII)
в ходе 1850-летнего ритма. Во время сухого интервала
40 700-летнего ритма преобладало физическое выветри-
вание, а снос материала был ослаблен; в условиях влаж-
ного интервала, напротив, снос материала с гор и его
аккумуляция на предгорных равнинах резко возрастали.
В итоге нарушалось равновесие, которое восстанавлива-
лось в результате образования крупного разрыва, отде-
лявшего горы от прилегающих равнин и сопровождав-
шегося резким (может быть, даже моментальным) возды-
манием гор и прогибанием предгорных равнин.
На рис. 38, б наряду с термическим ходом 40 700-
летнего ритма показан предполагаемый ход изменения
увлажненности (по рис. 36). Отчетливо видно фазовое
смещение хода увлажненности относительно термиче-
ского хода 40 700-летнего ритма. Наибольшая увлаж-
ненность, согласно построенной схеме, должна иметь
место в моменты перехода кривой увлажненности из
положительной области баланса неотрицательную (в силу
интегрального эффекта хода макропроцесса по увлажнен-
ности, как раз соответствующие положительным экстрему-
мам термического хода макропроцесса. Именно в это время,
очевидно, происходят энергичные разрядки тектоничес-
кой напряженности, сопровождающиеся общим возды-
манием гор. После них горы в силу изостатического
эффекта, создаваемого разрастающимся оледенением,
прекращают общие воздымани. Воздымания возобнов-
ляются только с началом распада ледников и носят посте-
пенный характер. Расчеты показывают, что воздымание
гор во время дегляциации не превосходит 70 м. Таким обра-
зом, на взбросы гор в моменты положительных экстре-
мумов макропроцесса (в плейстоцене) приходится при-
мерно 210 м. Далее, можно предположить, что во время
40 700-летних ритмов, не сопровождавшихся оледенением,
имели место только однократные взбросы гор на полную
248
величину воздымания. Для эоплейстоценовых ритмов
эта величина составляет 1450 м, а для второго плейсто-
ценового ритма, не сопровождавшегося оледенением, —
280 м.
Теперь можно построить график подъема гор Земли
за весь рассматриваемый промежуток времени, т. е.
за 294 000 лет (рис. 38, в). Главной его особенностью явля-
ется ступенчатость. На графике совершенно отчетливо
видны семь основных ступеней, в действительности их
восемь, так как надо считать в качестве самостоятельной
ступени еще и не поднявшуюся поверхность. Как ука-
зывалось, за 294 000 лет горы Земли поднялись на 4330 м
и достигли средней высоты над уровнем симметрии в
5174 (4424—f—750) м, или 4424 м над уровнем моря. Очевидно,
это и есть абсолютная высота наиболее высокого уровня
денудации. Последовательно вычитая из него вычислен-
ные ранее диапазоны поднятий, разделяющие смежные
поверхности денудации, получим их абсолютную (средне-
планетарную) высоту. Ниже сопоставлены высоты поверх-
ностей денудации, рассчитанные теоретически, со сред-
ними высотами поверхностей денудации в горах Средней
Азии (по Б. Л. Личкову, 1945).
Абсолютные высоты уровней денудации, м
Планетарные В горах Средней Азии
4400 (округленно) 2950 1500 1220-1290 940 660— 730 380—/ 450 100- 170 4300-4500 3000 1300-1700 1100—1200 900-1000 780-850 500-600 204?
Еще 25 лет назад с необычайной проницательностью
Б. Л. Личков обратил внимание на единообразие ступен-
чатого рельефа гор. В различных горных системах Сред-
ней Азии, Кавказа, Балкан и Альп он видел 7—8 гене-
тически и хронологически однозначных денудационных
ступеней. Именно к этому выводу пришли и мы. Бли-
зость абсолютных высот денудационных ступеней пла-
нетарного порядка и в горах Средней Азии связана с тем,
17 Е. В. Максимов
249
что и по абсолютным высотам, и по географическому поло-
жению Тянь-Шань может рассматриваться как «средняя»
горная система Земли.
Построенный график воздымания гор Земли в эоплей-
стоцене и плейстоцене (рис. 38, в) имеет и совершенно
иное подтверждение. Естественно, что импульсы возды-
мания суши должны были фиксироваться на морских
побережьях. Вспомним в связи с этим кривую изменения
уровня океана по данным изучения террас Средиземного
моря, составленную Ф. Цейнером (1963). На рис. 38, в
все без исключения средиземноморские террасы нашли
свое место. Более того, становится очевидным, почему
сицилийская, тирренская, монастырская террасы и, ви-
димо, терраса тапес являются двойными. Именно они
связаны с гляциогенным проявлением 40 700-летнего
ритма. Однозначный милацкий уровень отвечает «про-
пущенному » оледенению.
Подчеркнем в заключение, что становление совре-
менного горного рельефа Земли самым тесным образом
связано с проявлением 40 700-летнего и 1850-летнего
ритмов. Эти ритмы накладываются на ритм большей
продолжительности, именуемый мегапроцессом. Можно
утверждать, что активная волна этого ритма включает
по крайней мере семь 40 700-летних ритмов.
Глава IX. РИТМЫ НА ЗЕМЛЕ И В КОСМОСЕ
В идее связи оледенений с космическими процессами
фактически нет ничего нового. Об этом говорилось
и применительно к великим ледниковым периодам, кото-
рые связываются с обращением Солнечной системы вокруг
центра Галактики, и применительно к четвертичным лед-
никовым эпохам, которые протекают параллельно перио-
дическим изменениям элементов земной орбиты.
Уже неоднократно отмечалось, что взаимосвязь кли-
мат-оледенение распространяется на процессы, проте-
кающие в недрах Земли, и охватывает широкий круг
явлений геофизического характера. Г. Ф. Лунгерсгаузен
(1963) по этому вопросу писал, что «скорее можно пола-
гать, что обе группы явлений — эндогенных и экзоген-
ных — обусловлены одними и теми же общими причинами,
лежащими вне Земли, т. е. факторами космического
250
порядка» (стр. 26). Б. Л. Личков (1965) считал, «что под-
нятие гор есть резонанс приливного воздействия на лито-
сферу гидросферы и атмосферы» (стр. 78). На приливную
природу 1850-летнего ритма указывает А. В. Шнитников
(1957). 22—23-летние ритмы предположительно связыва-
ются с гелиофизическими ритмами Хэла.
Однако механизм воздействия процессов, происходя-
щих в Космосе, на земные процессы недостаточно ясен и,
вероятно, на современном уровне наших знаний не может
быть познан. В настоящий момент интересно выяснить
вопрос о том, существует ли определенный параллелизм
космическоземных процессов. В дальнейшем это может
оказать помощь при выяснении механизма космиче-
ских и земных связей. Именно попытке установления
такого параллелизма космических и земных процессов
и посвящена данная глава.
В этом аспекте представляет определенный интерес
следующая проделанная нами работа. Из каталога метео-
ритов Прайора и Хея (Prior, Неу, 1953) были выбраны
за промежуток времени с 1700 г. до наших дней все метео-
риты, найденные при падении. По этим данным был по-
строен частотный график и проведено 11-летнее скользя-
щее сглаживание совершенно так же, как это делалось
при обработке частоты землетрясений и извержений вул-
канов. В результате была построена кривая хода падения
метеоритов (рис. 39, а). Оказалось, что она отражает
ритмическо-волновой процесс, аналогичный тому, кото-
рый был установлен для частоты землетрясений и извер-
жений вулканов (Максимов, 1970г). На кривой хода па-
дения метеоритов проявляются признаки существования
двух взаимодействующих между собой ритмов: внутри-
векового (примерно 23-летнего) и многовекового (в виде
общего повышения числа падения метеоритов примерно
с 1800 г.).
X. Браун (Brown, 1961) теоретически подсчитал, что
за год на Землю падает 500 метеоритов; среднегодовое
число наблюдавшихся при падении метеоритов (приме-
чание Е. Л. Кринова в книге Б. Мэйсона, 1965) равно 4.
Это значит, что ход падения метеоритов рассчитан нами
только по 0.8% от общего числа всех падающих метео-
ритов. И даже при этом ускользающе малом числе извест-
ных падений метеоритов ритмические проявления ча-
стоты падений определялись сравнительно четко.
17*
251
Возрастание общего числа падающих метеоритов, на-
чиная с 1800 г., по тем же соображениям, которые при-
водились применительно к частоте землетрясений и из-
вержений вулканов (см. главу VII), нельзя рассматри-
I
Рис. 39. Графики хода метеоритной и кометной актив-
ности.
а — метеоритная активность; б — кометная активность. А, Б —
кривые среднего превышения ритмов над фоном активности.
вать только как функцию роста потока информации.
Вероятно, имеет место и реальное возрастание числа пада-
ющих метеоритов. Это подтверждается также тем, что
контрастность ритмов падения метеоритов неуклонно воз-
растает с конца XVIII в. (рис. 39, а).
252
Общее возрастание метеоритной активности, начав-
шееся в XVIII в., получает подтверждение в работе
И. И. Путилина (1953), который указывает, что в XIX в.
проявлял активность комплекс явлений метеоритно-ме-
теорно-кометного характера. Единственное возможное
объяснение этого явления И. И. Путилин находит в том,
что в конце XVIII в. произошло внезапное разрушение
какого-то достаточно крупного космического тела.
Итак, по всей видимости, частота падения метеоритов
обладает аналогичными ритмическими закономерно-
стями, которые свойственны сейсмо-вулканизму, климату
и горному оледенению (рис. 42). Это во всяком случае
распространяется на 23-летние и, вероятно, на 1850-лет-
ние ритмы (Максимов, 1967в, 1968г, 1970г).
Имело ли место усиление метеоритной активности
в более ранние проявления 1850-летнего ритма, предшест-
вовавшие VII стадии оледенения, сказать трудно. Исто-
рические сведения определенных результатов в этом от-
ношении не дают. Радиоуглеродные определения зем-
ного возраста метеоритов пока настолько немногочисленны
и приблизительны, что делать на их основании какие-
либо выводы было бы явно преждевременно. Так, напри-
мер, метеоритные кратеры Каали в Эстонии датированы
2530 + 130 и 2660+200 л. н. (Aaloe, Liiva, Ilves, 1963).
Появляется соблазн сопоставить их с VI стадией оледе-
нения, а знаменитый тунгусский «метеорит», упавший
в 1908 г., — с экстремумом VII стадии. Может быть,
это сопоставление в принципе и верно, но в настоящий
момент оно выглядело бы спекулятивно.
По каталогу комет Д. Портера (Porter, 1961) с допол-
нениями (Supplementary. . ., 1966) были получены све-
дения о появлении 876 комет (с каталогизированными
орбитами). По этим данным был построен частотный гра-
фик и проведено 11-летнее скользящее сглаживание.
График хода кометной активности (рис. 39, б) совершенно
определенно свидетельствует о существовании волнового
процесса с продолжительностью одной волны примерно
в 22—26 лет. За последние 460 лет (с 1500 по 1960 г.)
надежно проявилось 18 ритмов, можно предположить
существование еще двух ритмов (около 1600 и около
1640 гг.). Тогда общее число ритмов составит 20, а продол-
жительность одного ритма — 23 года. Расчет по 15 надеж-
ным интервалам дает продолжительность одного ритма
253
в 24 года при среднем квадратичном отклонении в 6.2 года
или 25.8%.
По словам О. В. Добровольского (1966), «Среднее
годовое число наблюдаемых комет было в XIX в. 3.1,
в XX в. — 5.8, а за последние 30 лет — 7.1, что отра-
жает рост астрономической техники и планомерности
наблюдений» (стр. 17). На рис. 39, б отчетливо видно,
что общее число комет начало заметно возрастать со вто-
рой половины XVIII в. и особенно с 40-х годов XIX в.,
когда за 15—16 лет общее число их возросло в четыре
раза. Такой резкий скачок частоты появления комет вряд ли
можно объяснить только ростом потока информации.
Скачкообразное возрастание частоты появления комет
приходится также на 40-е годы XX в. Любопытно, что
указанные скачки довольно закономерно происходят че-
рез 100-летний интервал времени и, вероятно, связаны
с вековым ритмом.
График среднего превышения ритмов кометной актив-
ности над ее фоном (рис. 39, б) свидетельствует о неуклон-
ном росте контрастности отдельных ритмов. По тем же
мотивам, которые приводились применительно к частоте
падения метеоритов, это, по всей видимости, подтверж-
дает факт общего роста кометной активности за последние
200 лет.
«На основании данных О. Струве и данных наблюде-
ний 1883—1943 гг. С. К. Всехсвятский нашел, что за
300 лет средняя линия ярких колец (имеются в виду кольца
Сатурна, — Е. М.) стала ближе к поверхности планеты
приблизительно на 10 тыс. км» (Всехсвятский, 1967,
стр. 140).
. Итак, на Сатурне, видимо, подмечены признаки воз-
растания активности на протяжении последних 300 лет.
Высокая активность на поверхности Сатурна («белые
пятна» и значительные изменения в кольцах) имела
место в 1876, 1891,1933, 1949 и, вероятно, в 1908—1909 гг.
(Всехсвятский, 1967).
Д. Фокас (Focas, 1964) установил существование
20—22-летних периодов активности планеты Юпитер.
В связи со всем сказанным возникает предположение,
что ритмические процессы, протекающие на Земле, рас-
пространяются и на другие планеты Солнечной системы.
С. К. Всехсвятский объясняет происхождение комет
гигантскими вулканическими выбросами, происходя-
254
щими на некоторых планетах (или их спутниках) Солнеч-
ной системы. Выше говорилось, что появление комет и их
активность носят ритмический характер. Следовательно,
и вулканические проявления на некоторых планетах
Солнечной системы ритмичны. Однако ритмы кометной
активности близки ритмам сейсмо-вулканической актив-
ности на Земле (рис. 42). Таким образом, если принять
теорию происхождения комет С. К. Всехсвятского, то
«круг замкнется» — ритмы вулканизма планет-гигантов
более или менее однозначны ритмам вулканизма на Земле.
В активности Солнца, помимо 11-летнего цикла,
надежно установлен 22-летний, или магнитный, цикл
солнечных пятен. На рис. 40 показаны минимумы 22—23-
летних ритмов солнечной активности, полученные в ре-
зультате 11-летнего сглаживания годовых значений чи-
сел Вольфа, взятых из работы М. С. Эйгенсона (1963).
Фактически они близки 11-летним циклам солнечной
активности с южной магнитной полярностью (Anderson,
1939; рис. 40).
Общее возрастание солнечной активности на протяже-
нии последних столетий крайне проблематично. Кривая
максимальных относительных чисел Вольфа (по данным
цюрихской службы Солнца) регистрирует медленный, но
неуклонный подъем на протяжении последних 200 лет
(данные А. И. Оль в кн.: Эйгенсон, 1963; Витинский,
1969). Таким образом, как будто и в активности Солнца
прослеживаются те же самые сопряженные ритмические
процессы, о которых мы писали применительно к кометно-
метеоритной и планетарной активности.
Ритмические аналогии, видимо, не ограничиваются
одним Солнцем или Солнечной системой. Есть основания
полагать, что ритмические импульсы приходят к нам
из глубин Космоса.
Из каталога переменных звезд (Кукаркин, Паренаго,
Ефремов, Холопов, 1958) и двух дополнений к нему (Ку-
каркин, Ефремов, Холопов, 1960; Кукаркин, Холопов,
Фролов и др., 1967) были выбраны все эруптивные пере-
менные звезды (типа N, Na, Nb, Nc, Nd, Ne ), для которых
в каталогах приведены годы вспышек.
Ранее (Максимов, 1970 г) были проанализированы
частотные характеристики активности эруптивных звезд
и выявлена тенденция к ритмическо-волновой изменчи-
вости в частоте вспышек новых и сверхновых звезд, ана-
255
логичной ритмичности кометно-метеоритной и планетар-
ной активности.
Частотные характеристики не всегда достаточно опре-
деленно рисуют ритмический процесс, поэтому мы об-
Рис. 40. Ход активности новых звезд.
Заштрихованы — 23-летние ритмы звездной активности;
зачернены — 11-летние ритмы звездной активности. 1 —
эпохи минимумов 22—23-летних солнечных ритмов; 2 —
эпохи минимумов И-летних солнечных ритмов; 3 — 11-лет-
ние солнечные ритмы с южной магнитной полярностью;
4 — минимум очередного векового солнечного ритма.
ратились к звездным величинам новых звезд в эпохи
минимумов и максимумов. Энергия процесса, регулирую-
щего их активность, в какой-то степени может быть охарак-
теризована изменением звездных величин новых звезд.
Было подсчитано изменение звездных величин для всех
новых звезд (т. е. из звездной величины в минимуме
вычиталась звездная величина в максимуме). Далее было
256
вычислено среднее изменение звездных величин
новых звезд за год (для промежутка времени с 1850 по
1960 г.). По этим данным были построены графики ак-
тивности новых звезд, рассчитанные при 5-летнем и
И-летнем скользящем сглаживании (рис. 40). Первый
график отчетливо указал на существование ритмичности,
близкой по продолжительности к 11-летней. Вспышки
звездной активности в подавляющем большинстве слу-
чаев близки эпохам минимумов 11-летнего солнечного
цикла. Второй график указал на существование
двойного И-летнего ритма, по продолжительности
близкого к 22—24 годам. Вспышки звездной активности
близки эпохам минимумов 22—23-летних ритмов солнеч-
ной активности, полученных в результате И-летнего
скользящего сглаживания годовых значений чисел Вольфа,
или И-летним ритмам солнечной активности с южной
магнитной полярностью. Наконец, наиболее энергичная
вспышка звездной активности, приходящаяся на гра-
ницу XIX и XX вв., совпадает с минимумом очередного
векового ритма солнечной активности.
Рассматриваемый показатель звездной активности (т. е.
среднее изменение звездных величин новых звезд за год)
обладает еще одним существенным преимуществом. Он
фактически совсем или почти совсем не связан с возраста-
нием потока информации. Это дает возможность прийти
к заключению, что по крайней мере на протяжении по-
следнего столетия общий фон звездной активности не-
уклонно растет.
Теперь у нас есть основания предположить, что в звезд-
ной активности наряду с 11-летним и 23-летним ритмами
проявляется также и 1850-летний ритм. В последнее
время получено подтверждение того, что рассматривае-
мая гелио-космическая ритмичность находит отражение
не только на геофизических, но и на биологических
объектах. Н. В. Ловелиус (1970) провел сбор и стати-
стическую обработку дендрохронологических данных на
верхних пределах распространения лесной растительности
в ряде горных сооружений умеренной зоны СССР (от
Восточных Карпат до Камчатки). Построенная им свод-
ная кривая изменения прироста деревьев за послед-
ние 400 лет носит отчетливый ритмический характер.
Средняя продолжительность одного ритма — 24.6
года.
257
Аналогичное исследование было проведено автором
в хребтах Северного Тянь-Шаня. Дендрохронологичес-
кие данные позволили построить обобщенную схему
гляцио-климатической изменчивости этого района (рис. 41).
В приросте деревьев (ель, арча) четко прослеживаются
11-летние и 23-летние ритмы. Последний из них доста-
точно хорошо увязывается с геофизическими и гелио-
космическими ритмами (рис. 42). Кроме того, дендрограм-
мы Северного Тянь-Шаня указывают на существование
векового ритма. Наконец, с большой определенностью
Рис. 41. Обобщенная схема гляцио-климатической изменчи-
вости хребтов Северного Тянь-Шаня по дендрохронологиче-
ским данным.
проявляются следы многовекового (т. е. 1850-летнего)
ритма. Определилось хронологическое положение двух
переломных точек этого ритма — наиболее теплого
момента, относимого к самому началу XVIII в.,
и наиболее холодного момента, который проявился между
1780 и 1860 г. Совершенно аналогичные пределы про-
явления максимальной фазы стадии фернау приводятся
и А. В. Шнитниковым (1961).
В работе М. Стюйвера и Г. Зюсса (Stuiver, Suess,
1966) содержатся сведения об отклонении дат, полученных
радиокарбоновым методом, от исторических датировок
за последние 2000 лет. Авторы указывают, что в проме-
жутке временис 250 г. до н. э. до 1000 г. н. э. радиокарбо-
новый возраст в целом был на 50—100 лет больше, чем
действительный. Соотношения между радиокарбоно-
выми данными и действительным возрастом за последнее
тысячелетие показаны на рис. 43. Отчетливо видно, что
примерно 500—-600 л. н. (с XIV—XV вв.) произошло
изменение знака процесса и радиокарбоновый возраст
258
стал меньше действительного. В. П. Константинов и
Г. Е. Кочаров (1967) приводят в своей работе вариации
концентрации радиоуглерода в атмосфере Земли за
последние 3000 лет (по данным Г. Зюсса, Э. Ральфа,
К. Кигоси и П. Дамона). За указанный промежуток
времени повышение содержания С14 в атмосфере Земли
происходило дважды: между 1000 и 500 гг. до н. э. и
с 1400—1500 гг. вплоть до наших дней. Весь промежуточ-
Горные ледники
Сейсмичность
Вулканизм
Метеориты
Кометы
Сатурн
Солнце ________
Новые и сверх-
новые звезды __
Древесная
растительность
(Сев. Тянь ~Шань)
1900 1950 Годь
Рис. 42. Согласованность гелио-космической и сейсмо-вулканиче-
ской активности с внутривековыми стадиями горных ледников,
а также с пониженным приростом древесной растительности на
верхнем пределе ее распространения.
Звездочкой отмечены 11-летние солнечные ритмы с южной магнитной поляр-
ностью.
ный период отличался низким содержанием С14. Итак,
обе вспышки естественной радиоактивности Земли сопо-
ставимы (с небольшим опережением) с двумя последними
проявлениями 1850-летнего ритма (или с VI и VII ста-
диями горного оледенения).
Попытаемся подвести теперь некоторый итог. И в гля-
цио-климатических, и в геофизических, и, возможно,
в биологических явлениях Земли отчетливо проступают
признаки существования нескольких интерферирующих
между собой ритмов. Статистические данные, касающиеся
последних столетий, указывают на существование 22—
24-летнего ритма, фактически являющегося двойным
11-летним ритмом, и на многовековой ритм, проявляющийся
259
в общем возрастании активности Земли на протяжении
последних 200—300 лет.
Выше было показано, что имеются основания гово-
рить о существовании аналогичных ритмов в космических
явлениях (метеориты, кометы, активность других пла-
нет Солнечной системы, солнечная и звездная активность).
Вместе с тем механизм связи ритмов Космоса и Земли
Действительный возраст, л.н
Рис. 43. Соотношение между
радиокарбоновыми и действи-
тельными датировками за по-
следнее тысячелетие (по Стюй-
веверу и Зюссу, 1966).
пока непонятен.
Если допустить существо-
вание связи ритмов оледе-
нения , сейсмо-вулканизма,
кометно-метеоритной и звезд-
ной активности, а также
вспышек естественной радио-
активности Земли, то, оче-
видно, эта связь должна
проявляться не только на
уровне 22—24-летнего и 1850-
летнего ритмов, но распро-
страняться и на 40 700-летний
ритм. Если считать, что
масштабность событий возра-
стает в связи с повышением
ранга ритмов и учитывать
«ломаный» характер 40 700-летнего ритма, то естест-
венно предположить, что в экстремумах макропроцесса
(и в точках изменения знака его баланса) должны были
происходить исключительные по своей масштабности
космические события. В общем все эти предположения
звучали бы достаточно фантастически, если бы не це-
лая вереница интересных совпадений. Недавно были
обнаружены (Cassidy, Villar, Bunch, Kohman, Milton,
1965), признаки того, что крупный естественный спутник
Земли, летевший по уменьшающейся орбите, распался
в атмосфере и его осколки рассыпались по поверхности
Земли. В районе Кампо-дель-Сиело (Аргентина) обнару-
жено 9 метеоритных кратеров, вытянутых в одну линию.
Образование кратеров по С14 датировано в 5800 л. н.
Косвенные доказательства космической катастрофы,
имевшей место примерно в то же время, дают нам неко-
торые факты, касающиеся тектитов. Происхождение тек-
титов до сих пор невыяснено. Однако наиболее автори-
тетные исследователи (Spencer, 1933; Krinov, 1958; Bar-
260
nes, 1960; Urey, 1957) склонны связывать их образование
с переплавлением земного вещества при ударах гигант-
ских метеоритов или комет. Есть и другая версия, выдви-
нутая Дж. О'Кифом (1966), согласно которой тектиты
возникли как вторичные тела из выпавших на Луну
метеоритов. Так или иначе, но происхождение тектитов
связывается с ударом гигантского метеоритного тела.
Э. Адамс (1966) пишет, что «существование ограниченных
тектитных полей рассеяния и захваченных атмосферных
газов (они найдены в тектитах, — Е, М.) можно было бы
объяснить, если бы тектиты образовались из кусков рас-
плава с поверхности гипотетического родоначального
тела, подвергшейся абляции при гиперзвуковом полете
в земной атмосфере» (стр. 227).
Наиболее молодым земным возрастом обладают авст-
ралиты. В. Бернс (Barnes, 1961) в соответствии с геоло-
гическими данными делает заключение, что австралиты
пролежали на поверхности Земли около 5000 лет. К ана-
логичному выводу пришел Д. Джилвери (Gilvarry, 1965),
который считает, что австралиты раздробились при про-
хождении через земную атмосферу примерно 3000 лет
до н. э. Наконец, в самое последнее время по С14 установ-
лен возраст пород, вмещающих австралиты; он оказался
равным 7380+250-3880 + 250 л. н. (Gill, 1965). Таким
образом, в среднем австралиты попали на Землю
5630 л. н.
В этом плане представляет интерес сообщение В. Либби
(Libby, 1963) о том, что в пределах 5000 лет все радио-
углеродные датировки согласуются с историческими оцен-
ками возраста в пределах точности измерения. Наиболее
значительные отклонения радиоуглеродных датировок
в сторону омоложения наблюдались в интервале 5 000—
4000 л. н. М. Стюйвер и Г. Зюсс (Stuiver, Suess, 1966)
определенно говорят о том, что наибольшие отклонения
возраста, полученного по радиоуглеродным данным, от
действительного за последние 6000 лет имели место
в начале этого периода, т. е. примерно 5000—6000 л. н.
Итак, имеются некоторые обстоятельства, заставляю-
щие предполагать, что в первой половине IV тыс. до н. э.
имело место падение на Землю крупного космического
тела, хронологически совпадающее с последним экстре-
мумом макропроцесса, с вершиной климатического оп-
тимума и сейсмо-тектоническим проявлением IV стадии
261
горного оледенения. Все эти события могут быть дати-
рованы интервалом времени 6000—5500 л. н.1
Интересно обратить внимание еще на одно загадоч-
ное (а может быть, и случайное) совпадение. «Крабовид-
ная туманность, — по мнению И. С. Шкловского, —
это остатки грандиозной космической катастрофы, имев-
шей место 5900 лет назад» (1955, стр. 213). В настоящее
время расстояние до Крабовидной туманности опреде-
ляется примерно в 1700 нс (Шкловский, 1966, стр. 276).
При таком значении расстояния взрыв сверхновой звезды
следует отнести к 6450 л. н.
По другим данным, расстояние до Крабовидной туман-
ности определяется в 1180 нс. В этом случае взрыв должен
быть отнесен к 4720 л. н. Так или иначе, но взрыв сверх-
новой звезды, наблюдавшийся в 1054 г. и породивший
Крабовидную туманность, произошел в интервале вре-
мени, удивительно близком ко времени упоминавшегося
земного сейсмо-тектонического кризиса.2
1 Вряд ли можно считать чистой случайностью, что все три
примечательные даты голоцена — сейсмо-тектонический кризис,
имевший место 5800 л. н., и вулканические кризисы, имевшие
место между 13 000 и 14 000 и между И 000 и 12 000 л. н., удивитель-
ным образом совпадают со знаменитыми мифологическими собы-
тиями, первая — с «датой» всемирного потопа, а две другие —
с «датами» гибели Атлантиды. Нельзя полностью исключить воз-
можность того, что рождение мифов о всемирном потопе, известных
у многих народов земного шара, каким-то образом связано с сейсмо-
тектоническим кризисом. Шумерские, библейские и майские оценки
возраста мифического потопа довольно дружно указывают на IV тыс.
до н. э. Отметим также, что «Общий список комет до 1948 года»,
составленный Ф. Вальде, начинается легендарной кометой «Потопа»
(Всехсвятский, 1967, стр. 5). Атлантида, если верить сведениям,
приводимым Платоном, погибла 9500—9600 лет до н. э., или при-
мерно И 500—11 600 л. н. Н. Ф. Жиров (1964), анализируя все ма-
териалы, так или иначе связанные с проблемой Атлантиды, прихо-
дит к выводу, что опускание Атлантиды произошло в два этапа, из
которых первый имел место 12 000—15 000 л. н., а второй, наиболее
значительный, — 10 000—11 000 л. н.
2 И. С. Шкловский (1966) высказывает удивление, почему
вспышка сверхновой звезды 1054 г: была отмечена в китайских лето-
писях, но не нашла отражения в древнерусских. В связи с этим
приведем цитату из «Повести временных лет» (1950): «В си же вре-
мена бысть знаменье на западЪ, звЪзда превелика, лучЪ имущи акы
кровавы, въсхдящи с вечера по заходЪ солнечнЪмь, и пробысть
за 7 дней. Се же проявляше не на добро, посему бо быша усобицЪ
многы и нашествие поганыхъ на Русьскую землю, си бо звЪзда 6Ъ
акы кровава, проявляющи крови пролитье» (стр. ПО). Эта запись
262
Интересно отметить, что и вторая «примечательная
дата» голоцена — 12 000—11 000 л. н., отвечающая
переходу мегапроцесса из положительной области ба-
ланса в отрицательную, хронологически совпадает со
вспышкой сверхновой звезды в Галактике. Это взрыв
звезды Кассиопея А, наблюдавшийся, по современным
оценкам, в 1700 г. + 14 лет (Шкловский, 1966). Кассиопеи
А отвечает самый мощный источник радиоизлучения.
Расстояние до этой звезды оценивается в 3400+300 нс.
Это значит, что сам взрыв имел место 11 350 (11100 +
250) л. н. Примерно такой же возраст имеет взрыв, поро-
дивший вспышку сверхновой звезды Тихо в 1572 г. Рас-
стояние до нее оценивается в 3300 нс. 3
Сейчас было бы, очевидно, преждевременно строить
какие-либо гипотезы, связывающие макрокосмические яв-
ления с ритмическими проявлениями на Земле. Однако
приведенные данные наводят на мысль, что ход макро-
процесса (а возможно, и мегапроцесса), определяющий
по крайней мере в рамках плейстоцена развитие оле-
денения, а также сейсмо-тектонических и вулканических
явлений, каким-то образом связан с процессами, развер-
тывающимися в Космосе.
Мы не случайно попытались подчеркнуть взрывной
характер некоторых процессов в плейстоцене и голоцене.
На современном уровне знаний становится все труднее
полностью исключать вероятность подобных явлений
в жизни Земли. В последние годы ни у кого не вызывает
сомнения громадная роль взрывных процессов, происхо-
дящих в Космосе. Подчеркивается существование опре-
деленной последовательности в масштабности взрывных
процессов (Горбацкий, 1967). «Что же касается времени,
занимаемого самим взрывом, — пишет В. Г. Горбацкий, —
то оно, по-видимому, во всех случаях мало. Даже при
сделана под 6573 г., что в переводе на наше летосчисление соста-
вляет 1065 г. Следует проверить, не имеет ли это сообщение отно-
шения к Крабовидной туманности.
3 В настоящий момент нет физических оснований для того,
чтобы связывать взрыв сверхновой звезды в 1054 г. с сейсмо-текто-
ническим кризисом IV тыс. до н. э., а взрыв сверхновой звезды
1700 г. — с вулканическим пароксизмом 12 000—11 000 л. н.,
так как это противоречило бы теории относительности А. Эйнштейна,
согласно которой верхним пределом скорости любых материальных
частиц является скорость света.
263
столь сильных взрывах, какие происходят в новых звез-
дах, время взрыва не более 104 сек.» (стр. 171).
О роли взрывных процессов в развитии природы
пишет И. Я. Баллах (1964): «Важно лишь, что в развитии
этих тел (имеются в виду небесные тела, — Е. Мтак же
как и в развитии всей природы, имеют место скачки, роль
которых в данном случае выполняют взрывы, обуслов-
ленные различными процессами. При этом следует иметь
в виду, что такого рода взрывы являются не случайными
катастрофическими явлениями в природе, а представ-
ляют собой закономерный скачок в развитии материаль-
ного мира» (стр. 118).
Было бы наивно думать, что гигантские взрывные
процессы, происходящие в Космосе, каким-то образом
«обходят стороной» Землю.
Приведенная выше в известной степени гипотетичес-
кая схема плейстоцена Земли в свете космических и зем-
ных ритмических связей заставляет задуматься: нет ли
в Космосе, и в частности в Солнечной системе, образо-
ваний, «кодирующих» весь ход развития плейстоцена (если
под последним понимать явление космического порядка).
В этом аспекте следует снова вернуться к работе
С. К. Всехсвятского (1967). Уже упоминался факт, что
кольца Сатурна за последние 300 лет расширились внутрь
и приблизились к поверхности планеты. Таким образом,
похоже, что последний 1850-летний ритм сказался на
строении колец Сатурна.
Теперь можно предположить, что сами кольца Са-
турна, имеющие концентрически «слоистое» строение,
образовались в ходе развития плейстоцена. Очевидно,
внешнее кольцо (А) отвечает начальным этапам плей-
стоцена, среднее, наиболее яркое (В), — разгару плей-
стоцена и, наконец, внутреннее, наиболее слабое (С), —
голоцену (рис. 44, б).
Наиболее совершенная фотография колец Сатурна
была получена Б. Лио 4 в обсерватории Пик дю Миди
(рис. 44). В 1957 г. А. Дольфюс (1963) на основании на-
блюдений колец Сатурна в обсерватории Мак-Дональд
построил фотометрический разрез колец (рис. 44, б).
В общем случае можно представить себе ход фор-
мирования колец Сатурна следующим образом. В начале
4 Данные из статьи А. Дольфюса (1963).
264
6
Рис. 44. Кольца Сатурна (а) и их фотометрический
разрез (б).
Индексация согласно рис. 34, а\ пояснения в тексте.
плейстоцена (точнее эоплейстоцена) резко активизиро-
вались процессы вулканизма на Сатурне — гигантские
вулканические взрывы выбрасывали часть масс в меж-
планетное пространство; 5 из той части изверженных
масс, которые оставались в зоне притяжения Сатурна,
формировались кольца. Поскольку вулканические им-
5 Возможность таких выбросов обосновывается С. К. Всехсвят-
ским с использованием аппарата современной газодинамики (1967).
18 Е. В. Максимов
265
пульсы имели ритмический характер, постольку и кольца
получили концентрическое «слоистое» строение; яркие
полосы в кольцах соответствуют сгущениям материи
и связаны с вулканическими импульсами; темные полосы,
напротив, свидетельствуют о временном ослаблении или
прекращении вулканизма.
Таким образом, в известном смысле можно провести ана-
логию ярких полос с горизонтами вулканогенных или лёс-
совых образований, темных — с почвами.
Ранее нами уже приводилось описание «рисунка»
плейстоцена (глава VIII). Наиболее характерным момен-
том этого «рисунка» служит как бы незакономерное отсут-
ствие одного оледенения, которое должно было бы сле-
довать за окско-эльстерским. Вместо него было продол-
жительное (двойное) лихвинско-голштинское межледни-
ковье. До этого межледниковья было одно оледенение,
после него — три оледенения.
Предположим теперь, что этот «разрыв» плейстоцена
отвечает на кольце Сатурна щели Кассини. В части
кольца, внешней по отношению к щели, имеется одна
яркая и широкая полоса; в части кольца, внутренней по
отношению к щели, имеются три яркие и широкие по-
лосы. Видимо, все эти четыре полосы можно сопоста-
вить с эпохами плейстоценовых оледенений.
Обратимся теперь к рис. 34. На нем отчетливо видно,
что двойное межледниковье (т. е. щель Кассини) огра-
ничено поверхностями размыва (или разрывами цель-
ности кольца). Еще две поверхности размыва (а также
и два разрыва цельности кольца) связаны с началом фор-
мирования всей плиоцен-плейстоценовой слоистой толщи
и с концом ее формирования.6 Теперь можно хронологи-
чески индексировать все кольца Сатурна. Внешнее
кольцо А отвечает плиоцен-нижнеплейстоценовой эпохе
(от 300 000 до 170 000 л. н.), кольцо В — средне- и верх-
неплейстоценовой эпохе (от 130 000 до 12 000—11 000 л. н.),
кольцо С — голоцену (от 12 000—11 000 л. н. до совре-
менности).
Выше мы отмечали вероятность того, что переход
мегапроцесса из одной области баланса в другую сопро-
6 На кольце Сатурна нет только одного разрыва цельности,
отвечающего поверхности размыва, отделяющего образование плио-
ценовых глин от нижнеплейстоценовых лёссов.
266
вождался вспышками вулканизма (незакономерными с
точки зрения 40 700-летнего ритма). На кольцах Са-
турна эти вспышки, очевидно, отражены двумя яркими
узкими полосами — самой внешней полосой кольца А
и самой внутренней полосой кольца В (отметим также, что
обе эти полосы с точки зрения яркости более или менее
равновелики).
Между началом образования слоистой толщи (300 000
л. н.) и предэльстерским размывом (215 000 л. н.) прошли
два 40 700-летних ритма. Во время этих ритмов должно
было проявиться от двух до четырех сравнительно сла-
бых вспышек вулканизма. Здесь могут быть рассмотрены
три разных варианта подсчета вспышек вулканизма (по
рис. 34):
SLx.X ) 3 .опышкн ') ™,ТХХ-Х1Х ) 2
XVIII j хуш 1
в) XXI
XX
XIX
XVIII
4 вспышки
Наиболее вероятным является трехчленный вариант,
так как конечные двойные вулканогенные (или лёс-
совые) горизонты действительно сближены. На кольцах
Сатурна в этом интервале мы также видим три узкие
светлые полосы.
Яркие широкие полосы в кольцах Сатурна, отвечаю-
щие эпохам оледенений, очевидно, образовались в ре-
зультате суммирования начальных и конечных вулка-
нических выбросов каждого 40 700-летнего ритма (рис. 34).
Только второй конечный импульс вулканизма последнего
оледенения (горизонт I) был более сильным и знаменовал
собой выход мегапроцесса из положительной области.
Вероятно, слабая полоса, занимающая промежуточное
положение между яркой широкой полосой, сопоставляе-
мой с последним оледенением, и яркой узкой полосой,
сопоставляемой с конечным выбросом мегапроцесса, может
быть сопоставлена с I стадией горного оледенения (т. е.
уже с 1850-летним ритмом). Тогда две крайние внутренние
светлые полосы кольца В — слабую и более сильную —
можно сопоставить с двойным вулканогенно-лёссовым
горизонтом I стадии.
18*
267
Если наш расчет верен, то в креповом голоценовом кольце
С должны быть различимы очень слабые светлые полосы,
которые должны соответствовать II, III, IV, V, VI и VII
стадиям горного оледенения, т. е. всего шесть светлых
полос.
Фотометрический разрез колец Сатурна, выполненный
А. Дольфюсом, никакой информации в этом отношении
не дает. Он лишь показывает общий спад активности
на протяжении голоцена, что в общем случае согласуется
с нашей схемой.
Большие возможности открывает рисунок колец Са-
турна, сделанный Лио (на рис. 44 детали не видны).
Во внешнем крае крепового кольца он определенно пока-
зывает две очень слабые светлые полоски (видимо, отве-
чающие II и III стадиям); примерно на середине расстоя-
ния между внешним краем крепового кольца и поверхно-
стью планеты Лио уверенно рисует еще одно очень сла-
бое, но вполне определенное светлое кольцо (предполо-
жительно аналог VI стадии). В промежутке между двумя
внешними кольцами и этим кольцом как будто просмат-
риваются очень неясные следы еще двух (а может быть,
и трех) колец (IV и V стадии). В зоне более внутренней,
чем кольцо, соответствующее VI стадии, как будто есть
следы еще одного кольца (VII стадия).
Таким образом, общее число светлых полос в креповом
кольце как будто равно шести (три из них вполне оп-
ределенны).
Проведенное сопоставление, безусловно носящее ви-
зуальный характер, позволяет предположить, что «ри-
сунок» колец Сатурна близок «рисунку» плейстоцена на
Земле.
Следует подчеркнуть, что плейстоцен в широком
смысле слова — явление космическое, а не только зем-
ное. В связи с этим вулканические процессы на протя-
жении последних 300 000—200 000 лет, вероятно, охва-
тили всю Солнечную систему.
ПОСЛЕСЛОВИЕ
В предлагаемой работе мы пытались показать, что
существует единая стройная система ритмических изме-
нений, присущая не только природе Земли во всех ее
проявлениях, но, видимо, распространяющаяся и на кос-
мическое пространство. Стадиально-ритмические явле-
ния, очевидно, отражают волновые процессы в распреде-
лении и перераспределении материи и энергии, свойствен-
ные всему материальному миру. Механизм этих процес-
сов неизвестен, но их результаты достаточно отчетливы.
В природе происходит сложная интерференция ритми-
ческих процессов различной продолжительности. Масш-
табность событий, ими вызванных, прежде всего опреде-
ляется рангом самого ритма — с более продолжительным
ритмом (т. е. с ритмом более высокого ранга) связаны
и более глубокие изменения в природе Земли. Ритмиче-
ским процессам (во всяком случае некоторым из них)
присущ скачкообразный или взрывной характер, нару-
шающий постепенный ход изменения природной обста-
новки.
Интересно попытаться с позиций интерференции из-
вестных ритмических процессов определить современное
состояние Земли и заглянуть в обозримое будущее.
Несмотря на известную наивность попыток составить
прогноз событий в глобальном масштабе на ближайшие
тысячелетия, в чисто методическом плане такие попытки
могут оказаться полезными. При этом, конечно, следует
иметь в виду, что наши знания ритмических процессов,
развертывающихся в природе, еще настолько несовер-
шенны, что речь пока может идти лишь о качествен-
ной стороне прогноза.
Содержащийся в работе материал свидетельствует о ре-
альности 40 700-летнего, 1850-летнего и двойного 11-
летнего (т. е. 23-летнего) ритмов. Кроме того, предпола-
269
гается существование векового (или близкого к нему)
ритма и ритма, на положительной (т. е. холодной) волне
которого развернулись события плейстоцена. Известная
нам продолжительность этой положительной волны при-
ближается к 200 000—300 000 лет.
Само собой разумеется, что в историческом плане для
человечества могут быть значимы только сравнительно
короткие ритмы (23-летний, вековой и отчасти 1850-
летний), ритмы большой продолжительности практически
являются почти нулевым фоном.
Начнем с 40 700-летнего ритма. Согласно его ходу
(рис. 21, 28, 36, 37), 5 800 л. н. был пройден отрицатель-
ный (т. е. теплый) экстремум рассматриваемого ритма,
сопровождавшийся сейсмо-тектоническим кризисом. Сов-
ременность приходится на четвертую четверть макропро-
цесса, характеризующуюся постепенным похолоданием,
дальнейшим снижением вулканической активности и по-
степенным возрастанием сейсмичности и тектонической на-
пряженности на их общем низком фоне. Наряду с
общей тенденцией к похолоданию горное оледенение
в ближайшие тысячелетия должно продолжать сокра-
щаться.
Примерно через 6200 лет (начиная с 1950 г.) макропро-
цесс должен перейти из отрицательной области баланса
в положительную. Этот переход должен сопровождаться
умеренной вспышкой вулканической активности (на-
чальный вулканизм) и умеренным импульсом лёссооб-
разования (начальное лёссообразование). После перехода
макропроцесса из одной области в другую начнется быст-
рое похолодание и возрастание увлажненности. В север-
ной Европе в условиях будущего псевдогляциала лесные
ландшафты приобретут тундровый облик.
Через 12 700 лет должен наступить следующий сейсмо-
тектонический кризис, связанный с экстремальным поло-
жением макропроцесса. Сейсмические и тектонические
нарушения в период предполагаемого кризиса должны
быть более интенсивными, чем нарушения, имевшие место
6000—5000 л. н. После кратковременного умеренного
межстадиала, согласно ходу макропроцесса, может на-
чаться новое ледниковье. Его кульминация на равнинах
Европы и Северной Америки должна произойти через
21 000-22 000 лет.
270
Таков предполагаемый ход развития палеогеографичес-
кой обстановки на Земле в связи с макропроцессом.
Однако есть основания полагать, что нарисованный
ход событий вряд ли реализуется в полном объеме. Это
связано с тем, что гипотетический мегапроцесс, по-ви-
димому, изменил знак баланса с положительного (т. е.
холодного) на отрицательный (т. е. теплый). Произошло
это вероятнее всего 12 000—11 000 л. н. После 5800 л. н.
направленность мегапроцесса (т. е. потепление) оказалась
противоположной направленности макропроцесса (т. е.
похолоданию). Мы пока не в состоянии оценить соотно-
шение амплитуд этих процессов, но не исключено, что
предполагаемое в будущем оледенение, закономерное по
ходу макропроцесса, в действительности не наступит из-за
отрицательного знака фонового мегапроцесса. Вместо
оледенения может проявиться только период похоло-
дания.
Обратимся теперь к 1850-летнему ритму. Судя по
состоянию горного оледенения, холодная кульминация
этого ритма (стадия фернау) уже пройдена — началось
пока еще медленное общее сокращение горного оледе-
нения. Оно будет продолжаться и дальше не менее чем
1000 лет, после чего начнется общее похолодание и рас-
пространение горного оледенения. Своего максимума лед-
ники должны достигнуть примерно через 1600 лет. Однако
похолодание этой будущей стадии, очевидно, будет менее
интенсивным, чем похолодание стадии фернау, и горные
ледники нигде не достигнут современного положения.
Что касается кульминации многовекового ритма в сей-
смичности и вулканизме, то пока полной определенности
в этом нет (рис. 30). Возможно, она уже пройдена или
будет пройдена в самое ближайшее время, но все-таки
вероятнее, что сейсмо-вулканическая активность со второй
четверти XX в. начала падать. Так или иначе, но на
протяжении ближайшего тысячелетия вулканическая и
сейсмическая активность должна быть более низкой, чем
в настоящий момент. Следующая кульминация многове-
кового ритма (1600 л. в.), очевидно, будет менее активной
в отношении вулканизма, чем современная, но, возможно,
более активной в сейсмическом отношении.
Спад общей активности космических и земных про-
цессов на протяжении ближайших столетий, вызванный
ходом 1850-летнего ритма, будет сопровождаться умень-
271
шением контрастности вековых и внутривековых ритмов.
Однако проявляться они все же будут. Кульминации
следующего векового ритма можно ожидать в первой чет-
верти XXI в. Как уже отмечалось, гляциальная сущность
этого ритма недостаточно выяснена, зато в сейсмо-вулка-
низме он более или менее определен.
23-летний ритм последний раз кульминировал в 1950—
1951 гг. В связи с этим очередная его кульминация должна
проявиться в ближашие годы, т. е. в 1973—1974 гг. (в сред-
нем), а точнее в интервале времени 1968—1980 г.
Признаки общей активизации природных процессов
в 1966—1970 гг. свидетельствуют, что явления очеред-
ного 23-летнего ритма развиваются нормально. Возьмем
в качестве примера частоту землетрясений. Не распо-
лагая точными статистическими данными, можно для пред-
варительной оценки воспользоваться сведениями из газет.
Они достаточно показательны. Выборка из «Ленинград-
ской правды» показала, что за пятилетие с 1956 по 1960 г.
было 34 сообщения о землетрясениях в разных концах зем-
ного шара, за пятилетие с 1961 по 1965 г. — 62 сообщения
и, наконец, за пятилетие с 1966 по 1970 г. — 114 сооб-
щений. Имеются также сведения об активизации в те-
чение последних лет ледников в ряде горных стран.
ЛИТЕРАТУРА
А б их Г. Исследование настоящих и древних ледников Кавказа.
Сборник сведений о Кавказе, т. I, 1871.
Адамс Э. Аэродинамический анализ тектитов и их гипотетическое
родоначальное тело. В сб.: Тектиты, изд. «Мир», М., 1966.
Алейников А. А. Об основных вопросах изучения четвертич-
ных (антропо геновых) отложений Северо-Запада СССР.
Изд. ЛГУ, 1960.
Алферьев Г.П. Некоторые соображения о молодых движениях
Карпат. Тр. Львовск. геол, общ., сер. геол., вып. 1, 1948.
Альман X. В. Деградация оледенения в Северной Швеции.
Изв. АН СССР, сер. геогр., № 1, 1961а.
А л м а н X. В. Изменение ледников и колебания климата. Матер,
гляц. исслед., № 2, Изд. АН СССР, М., 19616.
Апродов В. А. Дыхание земли. Географгиз, М., 1963.
Апухтин Н. И., Покровская И. М., Шарков В. В.,
Яковлев С. В. Стратиграфия четвертичных отложений
Северо-Запада СССР. В сб.: Хронология и климат четвертич-
ного периода, Изд. ДН СССР, М., 1959.
Арманд А. Д. Очерк формирования рельефа и четвертичных
отложений Хибинских тундр. В сб.: Вопросы геоморфологии
и геологии осадочного покрова Кольского полуострова, т. 1,
Изд. АН СССР, Апатиты, 1960.
Арманд А. Д. Конечноморенные образования Хибинского гор-
ного массива. Тр. Комиссии по изуч. четверт. периода, № 21,
Изд. АН СССР, М., 1963.
Арсланов X. А., Громова Л. И., Заррина Е. П.,
Краснов И. И., Новский В. А., Руднев 10. П.,
Спиридонова Е. А. О геологическом возрасте осадков
древнего Молого-Шекснинского озера. Докл. АН СССР,
т. 172, № 1, 1967.
Арсланов X. А., Громова Л. И., Полевая Н. И.,
Руднев Ю. П. Определение абсолютного возраста по
радиоуглероду сцинтилляционным методом. Геохимия, № 2,
1968.
Афоничев Н. А. Новейшая тектоника и рельеф северного
склона Джунгарского Алатау. В сб.: Вопросы географии
Казахстана, вып. 7, Изд. АН КазССР, Алма-Ата, 1960.
Баллах И. Я. О роли взрывных явлений в космогонических
процессах. В сб.: Земля во Вселенной, изд. «Мысль», М., 1964.
Баранова Ю. П., Б и с к э С. Ф. Северо-Восток СССР. Изд.
«Наука», М., 1964.
273
Башенина Н. В. К вопросу о некоторых спорных положениях
в гляциологии. Информ, сб. работ по МГГ, № 10, Изд. МГУ,
1964.
Беляевский Н. А. К орографии и геоморфологии горных
областей Западного Куньлуня. Изв. ВГО, т. LXXX, вып. 3,
1948.
Берг Л. С. Лёсс как продукт выветривания и почвообразования.
В сб.: Климат и жизнь, Географгиз, М., 1947.
Боли А. Северная Америка. ОГИЗ, 1948.
Брукс К. Климаты прошлого. ИЛ, М., 1952.
Б ю с с Е. И. Сейсмические условия Закавказья. Ч. 1. Изд.
АН ГрузССР, Тбилиси, 1948.
Ван Мин-е, Чжен Мянь-пин. Следы четвертичного
оледенения на Тибетском плато. РЖ «География», № 12, 1965.
Варданянц Л. А. Простейший способ подсчета депрессии
снеговой границы. Изв. Гос. ГО, т. LXIV, вып. 6, 1932.
Варданянц Л.А. О синхронизации стадий отступания послед-
него оледенения Центрального Кавказа и вюрма Альпийской
области. Тр. II Конф. Междунар. ассоц. по изуч. четверт.
периода в Европе, 1933а.
Варданянц Л.А. Причины о ледене нений и опыт генетической
синхронизации процессов орогении, оледенения и эрозии.
Тр. II Конф. Междунар. ассоц. по изуч. четверт. периода
в Европеу 19336.
Варданянц Л. А. О древнем и современном оледенении Алтая
и Кавказа. Изв. ВГО, т. LXX, вып. 3, 1938.
Варданянц Л. А. Вариационный закон отступания ледников.
Изв. ВГО, т. LXXVII, вып. 1—2, 1945.
Величко А. А. Опыт корреляции лёссовых отложений в пери-
гляциальной зоне Европы. В сб.: Антропо ген Русской рав-
нины и его стратиграфические компоненты, Изд. АН СССР,
М., 1963.
Величко А. А. Вопросы геохронологии лёссов. Изв. АН СССР,
сер. геогр., № 4, 1965.
Величко А. А., Морозова Т. Д. Микулинская ископаемая
почва, ее особенности и стратиграфическое значение. В сб.:
Антропоген Русской равнины и его стратиграфические ком-
поненты, Изд. АН СССР, М., 1963.
Величко А. А.,Морозова Т. Д. Строение лёссовой толщи
Русской равнины. Изв. АН СССР, сер. геогр., № 4, 1969.
Вербицкая Н. П. Антропогеновые отложения западного
склона и центральной части Южного Урала. В сб.: Атропоген
Южного Урала, изд. «Наука», М., 1965.
Верхний плейстоцен. Изд. «Наука», М., 1966.
Вигдорчик М. Е., Ауслендер В. Г., Знамен-
ская О. М., Долуханов П. М. Новые радиоуглерод-
ные датировки озерных осадков на Северо-Западе РСФСР
и геохронологическая шкала последнего оледенения. История
озер. Тр. Всесоюзн. симп., Вильнюс, 1970.
В игдорчик М. Е.,М ал аховскийД. Б.,СамметЭ. Ю.
О стратиграфии четвертичных отложений северо-запада Рус-
ской равнины. В сб.: Вопросы стратиграфии четвертичных
отложений северо-запада европейской части СССР, Гостоптех-
издат, Л., 1962.
274
ВиЛИКйй В.Л.О сохранности следов бакинского и хазарского
оледенений на северном склоне Большого Кавказа (Северная
Осетия). Изв. ВГО, т. 96, вып. 4, 1964.
Виноградов В. Н. Ледники Камчатки, Петропавловск-
Камчатский, 1965.
Витине к ий Ю. И. Солнечная активность. Изд. «Наука»,
М., 1969.
Вишневская Е. М., Калугина Л. В. Новые данные о
днепровско-московских озерно-болотных отложениях у де-
ревни Бибирево (Ивановская обл.). История озер. Тр. Все-
союзн. симп., Вильнюс, 1970.
Вознячук Л. Н. Лихвинское межледниковье на территории
Белоруссии. Вести. Минск, унив., сер. 2, № 2, 1970.
Воронов П. С. К методике палео- и меллогеографического
воссоздания морфологий материков и покровных оледенений.
Изв. ВГО, т. XCVI, вып. 5, 1964.
Воронов П. С. Очерки о закономерностях морфологии глобаль-
ного рельефа Земли. Изд. «Наука», Л., 1968.
В острухинаТ. М., Л о в е л иу с Н. В.,М акс имо вЕ. В,
Романова Е. Н. Некоторые вопросы палеогеографии
голоцена в горах Путорана. Докл. АН СССР, т. 193, № 3, 1970.
Всехсвятский С. К. Природа и происхождение комет и
метеоритного вещества. Изд. «Просвещение», М., 1967.
Галон Р., Геллерт И., Серебрянный Л., Чебо-
тарева Н. Морфология краевых зон и их корреляция.
В сб.: Последний европейский ледниковый период, изд.
«Наука», М., 1965.
Герасимов И. П., Марков К. К. Ледниковый период на
территории СССР. Тр. Инет, географии АН СССР,
вып. XXXIII, 1939.
Герасимов И. П., Серебрянный Л. Р., Чебота-
рева Н. С. Стратиграфические компоненты плейстоцена
Северной Европы и их корреляция. В сб.: Антропоген Рус-
ской равнины и его стратиграфические компоненты, Изд.
АН СССР, М., 1963.
Гзовский М. А. Тектонико-физическое сопоставление новей-
ших тектонических движений с сейсмичностью, гравитацион-
ными аномалиями, магматизмом и глубинными процессами
в пределах СССР. В сб.: Активизированные зоны земной коры,
изд. «Наука», М., 1964.
Говоруха Л. С., Зауер Л. М., Зеленко А. С. Палео-
географическая реконструкция голоцена Земли Франца-
Иосифа на основании озерных отложений. РЖ «География»,
№ 8, 1966.
Головня М. Проучвания на глациалната морфоскулптура
в източния дял на Рила планина. Годишн. Софийск. унив.,
биол.-геол.-геогр. фак., кн. 3, 1962.
Горбацкий В. Г. Космические взрывы. Изд. «Наука», М.,
1967.
Грано Я. Гипсометрия и морфология. В сб.: Финляндия, ИЛ,
М., 1953.
Гричук М. П. Основные черты изменения растительного по-
крова Сибири в течение четвертичного периода. В сб.: Палео-
география четвертичного периода в СССР, М., 1961.
275
Гросвальд М. Г. Древние береговые линии Земли Франца-
Иосифа и позднеантропогеновая история ее ледниковых
покровов. Гляциол. исслед., № 9, 1963.
Гутенберг Б., Рихетр К. Сейсмичность земли. ИЛ, М.,
1948.
Девяткин Е. В. Характер новейших дислокаций поверхности
выравнивания в горах Алтая и Западной Тувы. В сб.: Про-
блемы поверхностей выравнивания, изд. «Наука», М., 1964.
Джанелидзе Ч. П. К динамике ледников южного склона
Большого Кавказа в голоцене. Сообщ. АН ГрузССР, т. 52,
№ 2, 1968.
Добровольский О. В. Кометы. Изд. «Наука», М., 1966.
Дольфюс А. Визуальные и фотографические наблюдения планет
на Пик-дю-Миди. Веб.: Планеты и спутники, ИЛ, М.,
1963.
Евтеев С. А. Основные этапы развития оледенения южного
полушария в четвертичном периоде. Гляциол. исслед., № 13,
1964.
Егоров О. Н. Некоторые вопросы химизма и размещения угле-
кислых минеральных вод Трусовского ущелья на Кавказе.
Изв. АН СССР, сер. геол., № 6, 1965.
Жиров Н. Ф. Атлантида. Изд. «Мысль», М., 1964.
Забелин И.М. О характере последнего оледенения в верховьях
рек Иркута и Китоя. Вести. МГУ, № 12, география, 1950.
Забиров Р. Д. Оледенение Памира. Географгиз, М., 1955.
Забиров Р. Д. Древнее и современное оледенение хребта Тер-
скей-Алатоо и колебания уровня озера Иссык-Куль. Изв.
АН КиргССР, вып. II, Фрунзе, 1966.
Замор1йП. К. Про знахщки вулкашчного попелу в четвертин-
них покладах Кримской АРСР, УРСР та Воронезькой области
РСФСР. Четвертинний перюд, вин. 12, Кшв, 1937.
Знаменская О. М. Стратиграфическое положение мгинских
морских отложений. Докл. АН СССР, т. 129, № 2, 1959.
Зубаков В. А. Планетарная последовательность климатических
событий и геохронологическая шкала плейстоцена. В сб.:
Чтения памяти Л. С. Берга, VIII—XIV, изд. «Наука», Л.,
1968. '
Иванов Б. Н. Следы оледенения Украинских Карпат. Уч. зап.
Черновицк. гос. унив., т. VIII, вып. 2, 1950.
Иванов Н. Н. Об определении величины испаряемости. Изв.
ВГО, т. LXXXVI, вып. 2, 1954.
Иванова И. К., К е с ь А. С. О лёссах Югославии. Изв.
АН СССР, сер. геогр., № 4, 1968.
Ивановский Л. Н. Наблюдения над трогами Алтая. Гляцио-
логия Алтая, вып. 1, Томск, 1962.
Ивановский Л. Н. Формы ледникового рельефа и их палео-
географическое значение на Алтае. Изд. «Наука», Л., 1967.
Иваньков П. А. Оледенение Эльбруса. Изв. ВГО, т. ХСП,
вып. 2, 1960.
Исаева Л.Л. Следы четвертичного оледенения в северо-западной
части Средне-Сибирского плоскогорья. Изв. АН СССР, сер.
геол., № 2, 1963.
276
Казакова Н.\ М. Некоторые данные о древнем оледенении
Китая. В сб\: Вопросы геоморфологии и палеогеографии
Азии, Изд. АН СССР, М., 1955.
К а л е с н и к С. В^ Очерки гляциологии. Географгиз, М., 1963.
Карлстрем Т. Н. В. История оледенения Аляски и ее значение
для теории палёоклимата. В сб.: Солнечная активность и
изменения климата, Гидрометеоиздат, Л., 1966.
Каттерфельд Г. Н. Лик Земли. Географгиз, М., 1962.
К е с ь А. С. К вопросу о происхождении лёссовой толщи Северного
Китая. Тр. Комиссии по изуч. четверт. периода, т. XIV, 1959.
Кинд Н. В. Некоторые новые данные об абсолютной хронологии
верхнего плейстоцена и возраст палеолитических стоянок
Европы. Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода, № 27,
1962.
Кинд Н. В. Абсолютная хронология последней ледниковой эпохи
и возраст палеолита Европы. В сб.: Абсолютная геохроноло-
гия четвертичного периода, Изд. АН СССР, М., 1963.
Кинд Н. В. О подразделении вюрма—Висконсина. Сб.: Верхний
плейстоцен, изд. «Наука», М., 1966.
Кинд Н. В. Изменения климата и оледенения в верхнем антропо-
гене (абсолютная геохронология). Автореф. докт. дисс., М.,
1971.
Ковалев П. В. Следы древнего оледенения на территории
Кабардино-Балкарской АССР. Матер. Кавказск. экспед.,
т. I, Харьк. гос. унив., 1960.
Ковалев И. В.О древнем оледенении в бассейне Терека. Матер.
Кавказск. экспед., т. III, Харьк. гос. унив., 1961.
Ковалев И. В. Следы древнего оледенения на северном склоне
Центрального Кавказа и гляциологические наблюдения
(1957—1958 гг.). Информ, сб. о работах по МГГ, № 10, Изд.
МГУ, 1964.
Колоколов А. А., Львов К. А. О следах оледенения на
Южном Урале. Изв. ВГО, т. LXXVII, вып. 1—2, 1945.
Коновалов Г. В. Стадиальность конечных морен на Земле
Королевы Мод. Матер, гляциол. исслед. Хроника. Обсужде-
ния, № 14, 1968.
Корановский Н. В., Милановский Е. Е. Новые
данные о геологическом строении и истории формирования
вулкана Эльбрус. Информ, сб. о работах по МГГ, № 2, Изд.
МГУ, 1958.
Корейша М. М. Современное оледенение хребта Сунтар-Хаята.
Результаты исследований по программе МГГ. Гляциология,
№ И, 1963.
Кригер Н. И. Лёсс, его свойства и связь с географической
средой. Изд. «Наука», М., 1965.
Кригер Н. И. О происхождении лёсса. В сб.: Современный и
четвертичный континентальный литогенез, изд. «Наука»,
М., 1966.
Кропоткин П. А. Исследования о ледниковом периоде.
Зап. РГО по общей географии, т. 7, вып. 1, 1876.
Кузнецов С. С. Геология СССР. Изд. «Высшая школа», М.,
1968.
Кукаркин Б. В., Ефремов Ю. И., Холопов П. Н.
277
/
Первое дополнение ко второму изданию/ общего каталога
переменных звезд. Изд. АН СССР, М. / I960.
Кукаркин Б. В., Паренаго П. П., Ефремов Ю. И.,
Холопов П. Н., Общий каталок переменных звезд.
Т. I, II. Изд. АН СССР, М., 1958.
Кукаркин Б. В., Холопов П. Н., Фролов М. С.,
Ефремов Ю. Н., Кукаркина Н. П., Медве-
дева Г. И., Перова Н. Б., Федорович В. П.
Второе дополнение ко второму изданию общего каталога
переменных звезд. Изд. АН СССР, М., 1967.
К у ш е в С. Л. Безенгийское оледенение Центрального Кавказа.
Информ, сб. о работах по МГГ, № 10, Изд. МГУ, М., 1964.
Кювье Ж. О переворотах на поверхности земного шара. Био-
медгиз, М.—Л., 1937.
Лаврова М. А. Соотношение межледниковой бореальной транс-
грессии севера СССР и земской в Западной Европе. Тр. Инет,
геол. АН Эст. ССР, т. 8, Таллин, 1961.
Лаврушин Ю. А., Д е в и р ц А. Л., Г и т е р м а н Р. Е.,
Маркова Н. Г. Первые данные по абсолютной хроноло-
гии основных событий голоцена Северо-Востока СССР.
Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода, № 28, 1963.
Ледник Федченко. Т. I. Изд. АН УзбССР, Ташкент, 1962.
Лилиенберг Д. А., Попов В. И. Новые данные об оле-
денении массива Пирин (Родопы). Докл. АН СССР, геоло-
гия, т. 167, № 5, 1966.
Ли Сы-гуан. Геология Китая. М., 1952.
Личков Б. Л. О горных денудационных поверхностях и их
происхождении. Изв. ВГО, т. LXXVII, вып. 4, 1945.
Личков Б. Л. К основам современной теории Земли. Изд. ЛГУ,
Л., 1965.
Ловелиус Н. В. Колебания прироста древесных растений
на верхнем пределе распространения. Изв. ВГО, т. СП,
вып. 2, 1970.
Лукашов А. Д., Лак Г. Ц. Голоценовые тектонические де-
формации и их сопряженность с палеотектоникой Балтий-
ского щита. В сб.: Новейшие движения, вулканизм и земле-
трясения материков и дна океанов, изд. «Наука», М., 1969.
Лунгерсгаузен Г. Ф. О периодичности геологических
явлений и изменении климатов прошлых геологических
эпох. В сб.: Проблемы планетарной геологии, Госгеолтех-
издат, М., 1963.
Лунгерсгаузен Г. Ф., Раковец О. А. Новейшая тек-
тоника Горного Алтая. В сб.: Неотектоника СССР, Рига,
1961.
Лю Дун-шэнь, Чжан Цзун-ху. Хуанту Китая.
Sci. Cinica, v. XI, № 5, 1962.
Магницкий В. А. Внутреннее строение и физика Земли.
Изд. «Недра», М., 1965.
Максимов Е. В. К вопросу о древних оледенениях в Джун-
гарском Алатау. Изв. ВГО, т. ХС, вып. 1, 1958.
Максимов Е. В. Стадиальный характер отступания вюрм-
ских ледников в Джунгарском Алатау и в некоторых других
горных системах Азии. Докл. АН СССР, т. 136, № 1, 1961.
Максимов Е. В. О стадийном характере сокращения древних
278
ледников в\ Джунгарском Алатау. Уч. зап. ЛГПИ
им. А. И. Герцена, т. 244, 1963.
Максимов Е. В. Многовековая изменчивость ледников Се-
верного и Внутреннего Тянь-Шаня. Матер, гляциол. исслед.
Хроника. Обсуждения, № 9, 1964а.
Максимов Е. Основные закономерности современного
оледенения в Киргизском Алатау. Географ, сб., XVII. Совре-
менные вопросы \ гляциологии и палеогляциологии.
Изд. «Наука», М.—Л., 19646.
Максимов Е.В. О ледниках массива Мунку-Сардык в Восточ-
ном Саяне. Изв. ВГО, т. XCVII, вып. 2, 1965а.
Максимов Е.В. О происхождении террас Мондинской кот-
ловины в Восточном Саяне. Изв. ВГО, т. XCVII, вып. 4,
19656.
Максимов Е. В. Единый характер сокращения вюрмских
ледников в горах Средней Азии, Восточной Сибири и Кам-
чатки. Докл. АН СССР, т. 164, № 3, 1965в.
Максимов Е.В. Стадии отступания позднеплейстоценового
оледенения на Камчатке. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4,
1966а.
Максимов Е. В. Стадиальный характер сокращения ледников
массива Арагац, Центрального Кавказа, Полярного Урала
и Джунгарского Алатау. Тез. докл. на XIX Герценовских
чтениях, география и геология, Изд. ЛГПИ им. А. И. Гер-
цена, Л., 19666.
Максимов Е. В. Гляциальная морфология верховьев реки
Талас в свете изменчивости общей увлажненности. Уч. зап.
ЛГПИ им. А. И. Герцена, т. 289, 1966в.
Максимов Е. В. Ледники массива Чоктал в Кунгей-Алатау
и их внутривековая и многовековая изменчивость.
Уч. зап. ЛГПИ им. А. И. Герцена, т. 289, 1966 г.
Максимов Е. В. Некоторые закономерности последнего оле-
денения хребта Ко дар в связи с проблемой четвертичных оле-
денений Забайкалья. В сб.: Геокриологические условия За-
байкальского севера, изд. «Наука», М., 1966д.
Максимов Е. В. Признаки общепланетарного единства в со-
кращении горных ледников последнего оледенения. Бюлл.
Комиссии по изуч. четверт. периода, № 31, 1966е.
Максимов Е. В. Абсолютная хронология стадий сокращения
горных ледников. Советская геология, № 3, 1966ж.
Максимов Е.В. Общие закономерности дегляциации Киргиз-
ского Алатау. Изв. ВГО, т. XCIX, вып. 1, 1967а.
Максимов Е. В. Взаимосвязь горного и покровного оледе-
нения. Программа и краткое содержание докладов XX Гер-
ценовских чтений, география и геология, изд. ЛГПИ
им. А. И. Герцена, Л., 19676.
Максимов Е. В. О существовании хронологической связи
стадий горного оледенения и ритмов сейсмо-вулканической
активности. Докл. АН СССР, геол., т. 177, № 5, 1967в.
Максимов Е.В. О существовании связи между стадиями о ле-
дения и проявлениями сейсмичности. Изв. ВГО, т. С, вып. 1,
1968а.
Максимов Е. В. Ритмичность в проявлениях вулканической
активности. Советская геология, № 5, 19686.
279
Максимов Е. В. Кары как основной показатель динамики
снеговой линии в горах. В сб.: Чтение памяти Льва Семе-
новича Берга, изд. «Наука», Л., 1968^.
Максимов Е. В. Ритмические проявления кометно-метеорит-
ной активности и их связь с ритмами на Земле. Тез. докл.
VI совещ. по пробл. планетол., вып. Изд. ВГО, Л., 1968 г.
Максимов Е. В. Ритмичность оледенений и радиационные
кривые М. Миланковича. Тез. докл. VI совещ. по пробл.
планетол., вып. 2, изд. ВГО Л., 1968д.
Максимов Е. В. Вероятная схема развития плейстоценовых
оледенений. Программа и краткое содержание докладов XXI
Герценовских чтений, география и геология, Изд. ЛГПИ
им. А. И. Герцена, Л., 1968е.
Максимов Е. В. О новейших поднятиях Памиро-Алая.
Изв. ВГО, т. CI, вып. 2, 1969.
Максимов Е. В. Дегляциация массива Арагац в Армении.
Матер, гляциол. исслед. Хроника. Обсуждения, № 16,
1970а.
Максимов Е. В. Стадии древнего оледенения и новейшая
тектоника в горах Путорана, на Полярном и Приполярном
Урале. Докл. отдел, и комисс. Географ, общ. СССР, вып. 16,
Л., 19706.
Максимов Е. В. Новые данные о ритмичности природных
процессов в горноледниковых районах. Докл. отдел, икомисс.
Географ, общ. СССР, вып. 16, Л., 1970в.
Максимов Е. В. Космические факторы оледенений. Изв. ВГО,
т. СП, вып. 4, 1970 г.
Максимов Е. В. Ритмические закономерности формирования
горного рельефа Земли. В сб.: Вопросы ритмичности природ-
ных явлений, Гидрометеоиздат, Л., 1971а.
Максимов Е. В. О существовании 65-метровой ступени вер-
шинного рельефа горных стран. Краткое содержание док-
ладов XXIV Герценовских чтений, Изд. ЛГПИ им. А. И. Гер-
цена, Л., 19716.
Максимов Е. В., Напримеров В. П. Стадиальные
проявления новейшей тектоники. Программа и краткое со-
держание докладов XX Герценовских чтений, география и
геология, Изд. ЛГПИ им. А. И. Герцена, Л., 1967.
Марков К. К. О проблеме древнего оледенения гор Средней
Азии. Проблемы физической географии, № 4, 1937.
Марков К. К. Новейший геологический период — антропо ген.
Природа, № 3, 1953.
Марков К. К. Палеогеография Огненной Земли и Патагонии
в связи с общими проблемами палеогеографии антропогена.
Вести. МГУ, сер. V, геогр., № 5, 1960.
Марков К. К. Палеогеография Антарктиды. В сб.: Антарктида,
Изд. АН СССР, М., 1963.
Марков К. К., Величко А. А. Четвертичный период,
т. III. Изд. «Недра», М., 1967.
Марков К. К., Г р и ч у к М. П., Лазуков Г. И. Основ-
ные закономерности развития природы территории СССР
в четвертичном периоде (ледниковом периоде — антропогене).
Ч. I. Изд. МГУ, 1961.
280
Марков К. К, Лазуков Г. И., Николаев В. А.
Четвертичный период. Т. I. Изд. МГУ, 1965.
Маруашвил и\П. И. Целесообразность пересмотра существую-
щих представлений о палеогеографических условиях ледни-
кового периоду на Кавказе. Изд. АН ГрузССР, Тбилиси,
1956. \
Мейсон Б. Метеориты. Изд. «Мир», М., 1965.
Миланкович М. Математическая климатология и астро-
номическая теория колебаний климата. ГОНТИ—НКТП,
М.—Л., 1939.
Милановский Е. Е., Кораповский Н. В. Плиоцен-
четвертичные образования и неотектоника Большого Кавказа
в полосе Военно-Грузинской дороги. Бюлл. МОИП, отд.
геол., т. XXXIX (6), 1964.
Минервин А. В., Сергеев Е. М. Новые данные к реше-
нию проблемы лёсса. Изв. АН СССР, сер. геол., № 9, 1964.
Москвитин А. И. Среднеевропейские «геттвейг» и «паудорф»
и их места в стратиграфии верхнего плейстоцена европейской
части СССР. В сб.: Верхний плейстоцен, изд. «Наука», М.,
1966а.
Москвитин А. И. Хёрматинг — разрез верхнего плейсто-
цена внутри иннской лопасти «главного вюрма». Докл.
АН СССР, т. 166, № 3, 19666.
Москвитин А. И. К вопросу о связи бореальной трансгрес-
сии Севера европейской части СССР с калининским оледене-
нием. В сб.: Верхний плейстоцен, изд. «Наука», М., 1966в.
Мурзаев Э. М. Заметка о древнем оледенении Монголии.
Вопросы географии, сб. 15, М., 1949.
Мурзаев Э. М. Географические особенности Куньлуня. В сб.:
Куньлунь и Тарим, Изд. АН СССР, М., 1961.
Мягков И. М. Морены ледников Белухи, Вести. Зап.-Сиб.
геол, треста, вып. 1—2, 1936.
Н а й Дж. Реакция ледников и ледниковых покровов на кратко-
временные и многолетние климатические изменения. Матер,
гляциол. исслед. Хроника. Обсуждения, № 7, 1963.
Н а й Дж. Влияние изменения климата на ледники. В сб.: Вопросы
динамики и современной эволюции ледников, изд. «Прогресс»,
М., 1964.
Наливкин Д. В. Яркая страница геологической истории
Азии. Природа, № 8, 1960.
Обручев С. В. Орография и геоморфология восточной поло-
вины Восточного Саяна. Изв. ВГО, т. LXXVIII, вып. 5—6,
1946.
О’К и ф Дж. Происхождение тектитов. В сб.: Тектиты, изд. «Мир»,
М., 1966.
Олюнин В. Н. Неотектоника и оледенение Восточного Саяна.
Изд. «Наука», М., 1965.
Островский А. Б. Происхождение оз. Абрау и других бес-
сточных котловин на Черноморском побережье Кавказа.
Изв. АН СССР, сер. геогр., № 1, 1970.
Пальгов Н. Н. Современное оледенение в Заилийском Алатау.
Изд. АН КазССР, Алма-Ата, 1958.
Перрей А. О землетрясениях на севере Европы и Азии. Свод
магнитных наблюдений, № 2, СПб., 1846.
19 Е. В. Максимов
281
Пламеневский Л. Н. Стратиграфическая схема четвер-
тичных отложений Северного Кавказа. Тр. Северо-Кавказск.
горно-металлург. инет., геология и горное дело, вып. 4,
Дзауджикау, 1948. /
Повесть временных лет. Ч. I. Изд. АН? СССР, М.—Л., 1950.
Полькин Я. И. Новые данные по стратиграфии четвертичных
отложений северо-западной части Средне-Сибирского пло-
скогорья. Инф. бюлл. НИИГА, вып. 3, Л., 1957.
Пуннинг Я. М. Об абсолютном возрасте второго позднеплей-
стоценового межледниковья на территории северо-западной
части Русской равнины. Изв. АН ЭстССР, химия, геол.,
т. 20, № 3, 1971.
Путилин И. И. Малые планеты. Гос. изд. техн.-теорет. лит.,
М., 1953.
Равский Э. И. О соотношении оледенений и плювиалов
в Северной Азии. В сб.: Четвертичный период и его история,
изд. «Наука», М., 1965.
Ранцман Е. Я. Новейшая и современная тектоника сейсми-
ческих районов горной Средней Азии по геоморфологическим
наблюдениям. В сб.: Современные тектонические движения
земной коры и методы их изучения, Изд. АН СССР, М.,
1961.
Рейнгард А. Л. Гляциально-геологические исследования
в Горной Осетии в 1927 и 1928 годах. Изв. Гос. ГО, т. LXII,
вып. 1, 1930.
Ренгартен В. П. Геологический очерк района Военно-
Грузинской дороги. Тр. ВГРО, вып. 148, 1932.
Р о н а и А. Современное состояние неотектонических исследова-
ний в Венгрии. В сб.: Новейшие движения, вулканизм и
землетрясения материков и дна океанов, изд. «Наука», М.,
1969.
Рябцова К. М. Морфологические особенности аккумулятив-
ных ледниковых форм рельефа в цирках и карах Хибинского
горного массива. В сб.: География — народному хозяйству,
М., 1965.
Саваренский Е. Ф., Соловьев С. Л., Харин Д. А.
Атлас землетрясений в СССР. Изд. АН СССР, М., 1962.
Сакс В. Н. Четвертичные отложения северо-западной части
Средне-Сибирского плоскогорья. В кн.: Недра Арктики, т. 2.
М., 1946.
Святловский А. Е. О применении геоморфологии при изу-
чении вулканических областей. Тр. Лабор. вулканол.,
вып. 8, Изд. АН СССР, М., 1954.
Селиванов Е. И. К вопросу о древнем оледенении Централь-
ной Азии. Изв. ВГО, т. XCI, вып. 6, 1959.
Селиверстов Ю. П. Четвертичное оледенение Южного
Алтая (матер, по четверт. геол, и геоморф. СССР). Матер.
ВСЕГЕИ, нов. сер., вып. 2, Л., 1959.
Серебрянный Л. Р. Вопросы абсолютной хронологии
последней ледниковой эпохи. В сб.: Абсолютная геохроноло-
гия четвертичного периода, Изд. АН СССР, М., 1963.
Серебрянный Л. Р. Применение радиоуглеродного метода
в четвертичной геологии. Изд. «Наука», М., 1965.
Серебрянный Л. Р., Раукас А. В. Трансбалтийские
282
корреляции краевых ледниковых образований позднего плей-
стоцена. В сб.: Верхний плейстоцен, изд. «Наука», М., 1966.
Синицын В. М\ Центральная Азия. Географгиз, М., 1959.
Синицын В.М. Палеогеография Азии. Изд. АН СССР, М.—Л.,
1962.
Соколов Н.Н. О положении границ оледенения в европейской
части СССР. Тр. Инет, географии АН СССР, вып. 36, 1946.
Солецкий Р. С., Леруа-Гуран А. Палеоклиматология
и археология Ближнего Востока. В сб.: Солнечная активность
и изменения климата, Гидрометеоиздат, Л., 1966.
Список радиоуглеродных датировок, полученных в лаборато-
риях СССР за период с 1 01 1962 по 1 01 1966. В сб.: Верхний
плейстоцен, изд. «Наука», М., 1966.
Стрелков С.А. Новые данные о зырянском оледенении северо-
западной части Средне-Сибирского плоскогорья. Тр. НИИГА,
т. 43, Л., 1954.
Стрелков С. А. Север Сибири. Изд. «Наука», М., 1965.
Сытинский А. Д. Современные тектонические движения
как одно из проявлений солнечной активности. Геомагне-
тизм и аэрономия, т. Ill, № 1, 1963.
Троицкий Л. С. История оледенения Урала. В сб.: Оледене-
ние Урала. Гляциология, № 16, изд. «Наука» М., 1966.
Троицкий Л. С. О голоценовых стадиях оледенения на Шпиц-
бергене. Матер, гляциол. исслед. Хроника. Обсуждения,
вып. 18, 1971.
Тронов М. В. Ледники и климат. Гидрометеоиздат. Л., 1966.
Турбин Л. И. Основные черты новейшей тектоники Тянь-
Шаньской подвижной области. В сб.: Активизированные
зоны коры, изд. «Наука», М., 1964.
Тушинский Г. К. Ритмы в динамике оледенения и снеж-
ности Кавказа. Вести. МГУ, № 1, 1960.
Тушинский Г. К. Ледники, снежники, лавины Советского
Союза. Географгиз, М., 1963.
Тушинский Г. К. Космос и ритмы природы Земли. Изд.
«Просвещение», М., 1966.
Тюменцев К.Г. Отчет геолого-гляциологической части Алтай-
ской ледниковой экспедиции 1933 г. Тр. ледн. экспед. 2 МПГ,
вып. 2, 1933.
Федорович Б. А., Ян Тин-сянь. Новые данные о ха-
рактере и количестве оледенений китайской части Тянь-
Шаня. В сб.: Природные условия Синьцзяна, Изд. АН СССР,
М., 1960.
Фейрбридж Р. У. Сходимость данных об изменениях кли-
мата и об эпохах оледенения. В сб.: Солнечная активность
и изменения климата, Гидрометеоиздат, Л., 1966.
Флинт Р. Ледники и палеогеография плейстоцена. ИЛ, М.,1963.
Хейссер К., Маркус М. Изучение ледника Лемон-Крик
на Аляске. В сб.: Вопросы динамики и современной эволю-
ции ледников, изд. «Прогресс», М., 1964.
Хольтедаль У. Геология Норвегии, т. II. ИЛ., М., 1958.
Ц е й н е р Ф. Плейстоцен. ИЛ, М., 1963.
Ц ы с ь П. Н. О древнем оледенении Карпат. Доповщ! та Повщомл.
Льв1в. державн. ушв., вып. 6, ч. 2, 1955.
Черкасов П. А. К вопросу о древнем оледенении Джунгар-
19* 283
ского Алатау на примере бассейна реки Ленсы. В сб.: Во-
просы географии Казахстана, вып. 2, /Изд. АН КазССР,
Алма-Ата, 1957.
Черкасов П. А. Современное оледенение в бассейне реки
Большой Баскан хребта Джунгарский Алатау. В сб.: Вопросы
географии Казахстана, вып. 5, Изд. АН КазССР, Алма-Ата,
1959.
Черкасов П. А. Современное оледенение в бассейне реки
Малый Баскан хребта Джунгарский Алатау. В сб.: Вопросы
географии Казахстана, вып. 6, Изд. АН КазССР, Алма-Ата,
1960.
Черкасов И. А. Джунгарский Алатау. Древнее оледенение.
Матер, гляциол. исслед., Изд. АН СССР, М., 1964.
Четвертичный период в США, т. I. Изд. «Мир», М.,
1968.
Шапенов X. Ш. Террасы реки Пскем. Автореф. канд. дисс.
Ташкентск. гос. унив., Ташкент, 1967.
Шараф Ш. Г., Будникова Н. А. О вековых изменениях
элементов орбиты Земли, влияющих на климаты геологиче-
ского прошлого. Бюлл. ИТА, т. XI, № 4 (127), 1967.
Шварцбах М. Климаты прошлого. ИЛ, М., 1955.
Ш кловский И. С. Радиоастрономия. Гос. изд. техн.-теорет.
лит., М., 1955.
Шкловский И. С. Сверхновые звезды. Изд. «Наука», М.,
1966.
Шнит ников А. В. Изменчивость горного оледенения Евра-
зии в поздно- и послеледниковую эпоху и ее абсолютная хро-
нология. Изв. ВГО, т. LXXXV, № 5, 1953.
Шнит ников А. В. Изменчивость общей увлажненности ма-
териков северного полушария. Зап. ГО Союза ССР, т. 16,
нов. сер., Изд. АН СССР, М.—Л., 1957.
Шнитников А. В. Современная фаза внутривековой измен-
чивости горного оледенения северного полушария. Изв.
ВГО, т. ХСШ, вып. 1, 1961.
Шнитников А. В. О единстве общих условий распада вюрм-
ского оледенения горных сооружений Евразии. Гляциол.
исслед., № 9, 1963.
Шнитников А. В. Приливообразующая сила как фактор
изменчивости горного оледенения. Географ, сб., XVII.
Современные вопросы гляциологии и палеогляциологии.
Изд. «Наука», М.—Л., 1964.
Шульц С. С. Геоструктурные области и положение в структуре
Земли областей горообразования по данным новейшей тек-
тоники СССР. В сб.: Активизированные зоны земной коры,
изд. «Наука», М., 1964.
Шумилов Н. А. О стадиальном заложении ригелей в Восточ-
ном Саяне и Кодаре. Изв. ВГО, т. XGVI, вып. 4, 1964.
Шумилов Н. А. О построении принципиальной схемы дина-
мики горнодолинного оледенения в вюрме. Изв. ВГО,
т. XCVII, вып. 1, 1965.
Шумский П. А. К теории движения и колебания ледников.
Матер, гляциол. исслед. Хроника. Обсуждения, № 6, 1962а.
Шумский П. А. Сообщение на заседании Междуведомственной
антарктической комиссии. Матер, гляциол. исслед. Хроника.
284
Обсуждения, № 5, 19626.
Шумский П. А., Евтеев С. А. О направлении современ-
ного изменения Антарктического ледникового покрова.
В сб.: Антарктика, Изд. АН СССР, М., 1963.
Щербакова Е. М. Следы древнего оледенения в верховьях
реки Ингурии. Информ, сб. работ по МГГ, № 10,
Изд. МГУ, 1964.
Э й г е н с о н М. С. Солнце, погода и климат. Гидрометеоиздат,
Л., 1963.
Эмилиани Ч. Изменения климата кайнозойской эры, опре-
деленные по стратиграфии и хронологии глубоководных коло-
нок глобигериново-иловых фракций. В сб.: Солнечная ак-
тивность и изменения климата, Гидрометеоиздат, Л., 1966.
Юинг М., Донн В. Теория ледниковых периодов. Матер,
гляциол. исслед. Хроника. Обсуждения, № 12, 1966.
Ямских А. Ф. Геоморфология долины Енисея в пределах Са-
яно-Тувинской горной области и палеогеографические усло-
вия ее формирования. Автореф. канд. дисс., Л., 1969.
Ян А. Геоморфологические исследования польской научной экспе-
диции на Шпицбергене. Тр. НИИГА, т. 123, Л., 1961.
Янакиев К. Нови данни върху заледяването на Витоша.
Годишн. на Инж-строит. инет., факульт. строит., архитект.
и хидротехн., т. XIV, кн. 1—2, София, 1963.
А а 1 о е A., Liiva A., Ilves Е. Kaali meteoriidikraatrite
vanusest. Eesti Loodus, No. 5, 1963.
Adrian H. Die geologische Geschichte des Aaretals zwischen
Thun und Bern. Schweiz. Naturschutz. Bd. 29, No. 1, 1963.
Anderson C. N. A Representation of the Sunsport Cycle. Bull.
System Techn. J., v. 18, 1939.
Andrews I. T., Webber P. I. A Lichenometrical Studi
of the north-western Margin of the Barnes Ice Cap; a Geomorpho-
logie Technique. Geogr. Bull., No. 22, 1964.
Atlas over Sverige. Utgiven av Svenska Sallskapet for Antropolo-
gi och Geografi. Stockholm, 1953.
Auer V. The Pleistocene of Fuego-Patagonia. Pt. I. Ann. Acad,
sci. Fenn., ser. A., Ill, Geol.-Geograph., v. 45, 1956; pt II,
v. 50, 1958; pt III, v. 60, 1959.
Barnes V. E. Tektites. Sci Amer., v. 205, No. 5, 1961.
Beck P. Zur Revision der Quartarchronologie der Alpen. Vehr.
Ill Int. Quart. Konf., Wien, Sept., 1936.
Beck P. Zur Geologie und Klimatologie den schweizerischen
Altpaleolithikums. Mitt. Naturwiss. Ges. Thun, 4, 1939.
Benedict J. B. Recent Glacial History of an Alpen Area in the
Colorado Front Range. J. Glaciol., v. 7, No. 49, 1968.
Bergstrom F. The British Ruvenzory Expedition, 1952. Gla-
cialogical Observations. Preliminary Report. J. Glaciol.,
v. 2, No. 17, 1955.
Bertolani M. D. Ricerche palinologiche in relazione agli
eventi climatici in epoca storica. Atti. Soc. natur. et mat.,
99, 1968.
Beschel R. E. Dating Rock Surfaces by Lichen Growth its App-
lication to Glaciology and Physiography (Lichenometry).
Geol. Arctic, v. 2, 1961.
285
Birkenmajer К. Report on the Geological Investigations
of the Hornsund Area, Vestispitsbergen in 1958. Pt III.
The Quarternary Geology. Bull. Acad, polon. sci. Sen. sci
chim., geol. et geogr., No. 3, 1959.
Birman J. H. Glacial Geology of upper San-Joakin Drainage.
Western Slope, Sierra Nevada. Pt. 2. Bull. Geol. Soc. Amer.,
v. 65, No. 12, 1954.
Birman J. H. Glacial Geology across the Crest of the Sierra Ne-
vada, California. Geol. Soc. Amer. Spec. Paper, No. 75, 1964.
Black R. F., Berg T.E. Glacier Fluctuations Recorded by Pat-
terned Ground, Victoria Land. Antarctic. Geol., Amsterdam,
1964.
Blake W., Hollin J. Recent Moraines of a Lobe of the Taylor
Glacier, Victoria Land, Antarctica. J. GlacioL, v. 3, No. 28,
1960.
Blake W. Radiocarbon Dating of Raised Reaches in Nordaustlan-
det, Spitsbergen. In: R a a s c h. G. 0. Geology of the Arctic,
v. 1, Toronto, 1961.
Blasquez L. L. Dos glaciares de Mexico. Bol. Inst. geol. Univ,
nac. autonoma Mexico, No. 61, 1961.
В о b e к H. Die Rolle der Eiszeit in NW Iran. Z. Gletscherkunde,
Bd. XXV, 1937.
Broecker W. S., Orr P. C. Radiocarbon Chronology of Lake
Lahontan and Lake Bonneville. Bull. Geol. Soc. America,
v. 69, No. 8, 1958.
Broecker W. S. Correlation of Late Pleistocene Events by Ra-
diocarbon Dating. Bull. Geol. Soc. America, v. 70, No. 12, 1959.
Brotzen F. An Interstadial (radiocarbon dated) and the Sub-
stages of the Last Glaciation in Sweden. Geol. foren. i Sto-
ckholm Forhandl., Bd. 83, Hft 2, No. 505, 1961.
Brown A. S., Nasmith H. The Glaciation of the Queen
Charlotte Islands. Canad. Field-Naturalist, v. 76, No. 4, 1962.
Brown H. The Density and Mass Distribution of Meteoritic Bo-
dies in the Neighbourhood of the Earth’s Orbit. J. Geophys.
Res., v. 66, 1961.
Burrows C. J., Lucas J. Variations in Two New Zealand
Glaciers during the Past 800 Years. Nature, v. 216, No. 5114,
1961.
В u t z e r K. W. Changes of Climate during the Late Geological
Record. Introductory Remarks. Arid. Zone Res., No. 20, 1963.
Caine N. Carbon-14 dates from the Broad River Valley, Mt. Field
National Park, Tasmania. Australas J. Sci., v. 31, No. 3, 1968.
Caldenius C. Las Glaciaciones Quaternarias en la Patalgonia
v Tierra del Fuego. Geograf. ann., Arg. XIV, Hft 1—2, 1932.
Cardenas A. L. El glaciarismo plaistoceno en las cabeceras
del Chama. Rev. geogr. Univ. Los Andes, 1961—1962, 3,
No. 8, 1963.
Cassidy W. A., Villar L. M., Bunch T. E., К о fa-
man T. R., M i 1 t о n D. J. Meteorites and Craters
of Campo del Cielo, Argentina Sci, v. 149, No. 3688, 1965.
Charnley F. E. Some Observations on the Glaciers of Mt. Ke-
nya. J. GlacioL, v. 3, No. 25, 1959.
Clayton L. Late Pleistocene glaciations of the Waiau Valleys
286
North Canterbury. N. Z. Geol. and Geophys., v. II, No. 3,
1968.
Colinvaux P. A. Origin of Ice Ages: Pollen Evidence from
Arctic Alaska. Science, v. 145, No. 3633, 1964.
Conrad V. Die zeitliche Folge der Erdbeben und bebenauslo-
sende Ursachen. Handb. Geophys., Bd. IV, Berlin, 1932.
Corbel J., Le Roy Ladurie E. Datation au C14 d’une
moraine du Mont Blanc. Rev. geogr. alpine, t. 51, fasc 1,1963.
Crandell D. R. Alpine Glaciere at Mount Rainier, Washington,
during Late Pleistocene and Recent Time. Geol. Soc. Amer.
Spec. Pap., No. 82, 1965.
Crandell D. R., Miller R. D. Post-hypsithermal Glacier
Advances at Mount Reinier, Washington. Geol. Surv. Profess.
Paper, No. 501-D, 1964.
Crary A. P. Arctic Ice Island and Ice Shelf Studies. Pt 2. Arctic,
v. 13, No. 1, 1960.
Damm B. Ein Riesenkegel aus Travartin (NW Iran). Aufschluss,
Bd. 19, Hft 12, 1968.
Davies W. E. Glacial Geology of Northern Greenland. Polarfor-
schung, Bd. V, Hft 1-2, 1961.
De Geer E. H. Note of the Cochrane Glaciation dated by Varves
in Ragunda, 1911. Latest Data in Geochronology. Quat., v. 5,
Roma, 1961.
Deperet S. Les classifications des temps quarternaires. Rev.
gen. sci. pures et appl., No. 15, 1923.
Derbyshire E. Glaciation and Subsequent Climatic Changes
in Central Quebec—Labrador. Geor. ann., Bd. 42, No. 1, 1960.
D e s i о A. Expansioni glaciali quarternarie nel territorio di Faiza-
bad (Afghanistan). Atti Accad. naz. Lincei. Rend. Cl. sci.
fis., mat. e natur., v. 32, No. 3, 1962.
De Terra H. Teoria de una Cronologia geologica para ei Valle de
Mexico. Rev. mexicana Est. antropol., v. 9, No. 1—3, 1947.
Detterman R. L., Bowsher A. L., Dutro T. I. Gla-
ciation on the Arctic Slope of the Brooks Range, Northern Alaska.
Arctic, v. II, No. 1, 1958.
Donovan D. T. Sea Levels of the Last Glaciation. Bull. Geol.
Soc. America, v. 73, No. 10, 1962.
D о w n i e C. Glaciations of Mount Kilimanjaro Northeast Tanga-
nyika. Bull. Geol. Soc. America, v. 75, No. 1, 1964.
Dozy J. J. Eine Gletscherwelt in Niederlandisch—.Neuguinea.
Z. Gletscherkunde, Bd. XXVI, Hft 1-2, 1938.
Dreimanis A., Vogel J. C. Reevaluation of the Length
of the Port Talbot Interstadial in the Lake Erio Region, Ca-
nada Proc. Sixth Intern. Conf. Radiocarbon a. Tritum Dating,
1965.
Drygalski E., von. Die Entstehung der Trogtaler zur Eiszeit.
Petermanns Mitt., Bd. 58, 1912.
Easterbrook D. L. Radiocarbon Chronoligy of Late Pleisto-
cene Deposits in Northwest Washington Science, v. 152,
No. 3723, 1966.
Eberl E. Zur Gliderung und Zeitrechnung des alpines Glazials.
Z. Dtsch. geol. Ges., 80, 1928.
Eberl E. Die Eiszeitenfolge im nordlichen Alpenvorlande. Augs-
burg, 1930.
287
Ericson D.B., Ewing M., Wollin G., HeezenB.C.
Atlantic Deep-Sea Sediment Cores. Bull. Geol. Soc. America,
v. 72, No. 2, 1961.
E r i n q S. Eiszeitliche Formen und gegenwartige Vergletscherung
im nordostanatolischen Randgebirge. Geol. Rundschau,
Bd. XXXVII, 1949a.
E r i n q S. Eiszeitliche und gegenwartige Vergletscherung in der
Ka^kardag-Gruppe. Rev. Fac. Sci. Univ. Istanbul, ser. B, No.
2, 1949b.
E r i n q S. Glacial Evidences of the Climatic Variations in Turkey.
Geogr. ann., Arg. XXXIV, Hft 3—4, 1952.
Escalon de Fonton M. Problemes poses par les blocs d’ef-
fondrement des stratigraphies prehistoriques du Wiirm а Г Holo-
cene dans le Midi de la France. Bull. Assoc, franc, etude qua-
tern, v. 5, No. 17, 1968.
Ewing M., D о n n W. L. Pleistocene Climate Changes. In:
R a a s c h G. 0. Geology of the Arctic, v. 2. Toronto, 1961.
Fairbridge R. W. Mean Sea Level Related to Solar Radiac-
tion during the last 20 000 Years. Arid Zone Res., No. 20, 1963.
Farrand W. R. Glacier Reduction and Sea-Level Recovery at
11 000 Years В. P. Geol. Soc. America Spec. Paper, No. 73,
1963.
Feruglio E. La glaciazione attuale le fasi glaciali quarternarie
ei loro rapporti coi terrazzi marini nella Patagonia. Boll.
Comit. Glacial. ItaL, No. 13, 1933.
Feyling-Hanssen R. W. Stratigraphy of the Marine Late
Pleistocene of Billefjorden Vestspitsbergen. Norsk polarinst.
skr., No. 107, 1955.
Feyling-Hanssen R. W. A Marine Section from the Holo-
cene of Talavora on Barentsdya in Spitsbergen with a Record
of the Foraminifera. Medd. Norsk polarinst., No. 93, 1963.
F i r b a s F. Die absolute Alter der jungsten vulkanischen Eruptionen
in Bereich des Laacher Sees. Naturwiss., Bd. 40, Hft 2, 1953.
Fleming C. A. The Extinction of Moas and other Animals during
the Holocene Period. Notornis, v. 10, No. 3, 1962.
Flint R. F. Pleistocene Climates in Eastern and Southern Africa.
Bull. Geol. Soc. America, v. 70, 1959.
Focas J. H. a. Banos G. J. Photometric Study of the Atmo-
spheric Activity on the Planet Jupiter and Peculiar Activity in
its Equatorial Area. Ann. astrophys., v. 27, No. 1, 1964.
Forsyth J. L. Dating Ohio’s Glaciers. Inform. Circ. Div. Geol.
Surv., No. 3, 1961.
F у 1 e s J. G. Surficial Geology of Horne Lake and Parkeville Map-
Areas, Vancouver Islands, British Columbia. Geol. Surv.
Canad. Mem., No. 318, 1963.
Gall H. Gletscherkundliche Beobachtungen im Hochgebirgp von
Lasistan (Nordostanatolisches Randgebirge). Mitt. Osterr.
Georg. Geselsch., v. 108, No. 2—3, 1966.
Garcia-Sainz L. Les fases epiglaciares del Pirineo Espanol.
Estud, geogr., 11, No. 3, 1941.
G i g о u t M. Recherches sur le Quaternaire du Bas-Dauphine et
du Rhone moyen. Mem. Bur, rech. geol. et minier., No. 65,1969.
Gill E. D. Quarternary Geology, Radiocarbon Datings and the Age
of Australites. Geol. Soc. America Spec. Paper, No. 84, 1965.
2 88
G i 1 varry J. J. The Lunar Origin of Tektites. Ann. N. Y. Acad.
Sci. v. 123, No. 2, 1965.
Godwin H. Radiocarbon Dating and Quarternary History in
Britain. Proc. Roy. Soc. B, v. 153, No. 952, 1961.
Gonzales E., Hammen T., Flint R. F. Late Quarter-
nary Glacial and Vegetational Sequence in Valle de Lagunillas,
Sierra Nevada del Cocuy, Colombia. Leidse geol. meded.,
No. 32, 1965.
Gotzinger G. Das Quarter in osterreichischen Alpenvorland.
3-d Intern. Quart. Congr., 1936.
G г о p H. Die letzten Vulkanausbriiche in der Eifel. Naturwiss.,
Rundsehau, Bd. 7, Hft 1, 1954.
G г о p H. Die Losung der Problems der Gliederung und Chronologie
der Letzten Eiszeit in Mitteleuropa. Forsch. und Fortschritte,
Bd. 34, No. 10, 1960a.
G г о p H. Die Bedeutung des Gottweiger Interstadials in Ablauf
der Wurm Eiszeit. Eiszeitalter und Gegenwart, Bd. 11, 1960b.
G г о p H. Der gegenwartige Stand der Geochronologie des Spat-
pleistozans in Mittel- und Westeuropa. Quartiir., Bd. 14, 1963.
G u i 1 1 i e n V. Neoglaciaire et tardiglaciaire: geochimie, polynolo-
gie, prehistoire. Ann. geogr., Bd. 71, No. 383, 1962.
Gutenberg B. Great Earthquakes. Trans. Amer. Geophys.
Union, v. 37, No. 5, 1956.
Haase E. Der «Falkaustand» — ein Sonderfall oder eine gesetzmafl
ige Erscheinung im Bild der Siidschwarzwalder Vergletscherung?
Ber. Naturforsch. Ges. Freiburg, Bd. 58, No. 2, 1968.
Hails J. R., Hoyt J. H. An Appraisal of the Evolution of the
lower Atlantic Coastal Plain of Georgia, U. S. A. Trans. Inst.
Brit. Geogr., No. 46, 1969.
H a n t к e R. Zur Phasenfolge der Hochwiirmeiszeit der Linth-und
des Reuss-Systems, vergleichen mit derjenigen des Inn und des
Salzach Systems sowie mit der nordeuropaischen Vereisung.
Vierteljahrschr. Naturforsch. Ges. Zurich, Hft 104, 1959.
Harrington H. J., Me Keller J. C. Radiocarbon Date for
Penguin Colonization of Cape Hallett, Antarctica, N. Z. J.
Geol., Geophys. v. 1, No. 3—4, 1958.
Harrington H.J., Speden J.G. Recent Moraines of a Lobe
of the Taylor Glacier, Victoria Land, Antarctica. J. GlacioL,
v. 3, No. 27, 1960.
Harrison D. A. A Reconnaissance Glacier and Geomorphologi-
cal Survey of the Duart Lake Area, Bruce Mountains, Baffin
Island, N* W. T. Geogr. Bull., No. 22, 1964.
Haselton G. M. Glacial Geology of Muir Inlet, South-east
Alaska. Rept. Inst. Polar. Stud., v. IX, No. 18, 1966.
Hattersley S. G. Some Remarks on Glaciers and Climate in
Northern Ellesmere Island. Geogr. ann., v. 42, No. 1, 1960.
Haworth H. H. Traces of a great Post-glacial Flood. I. The Evi-
dence of the Loess. Geol. Mag., v. 9, No. 1, 2, 1882.
Heinzelin J., de. Carte des extension glaciaires du Ruvenzori
(Versant Congolais). Bi nil. perygl. Lodzk. towarz. nauk.,
No. 11, 1962.
H e n d у С. H., Neal V. E., W i 1 s о n A. T. Recent Marine
Deposits from Cape Barne, Mc-Murdo Sound, Antarctica N. Z. J.
Geol. Geophys., 12, No. 4, 1969.
289
Hess H. Der Taltrog. Petermanhs Mitt., 1903.
Hess H. Die Gletscher. Braunschweig, 1904.
Heuberger H. Gletschervorsto^e zwischen Daun- und Fernau-
Stadium in den nordlichen Stubaier Alpen (Tirol). Z. Glet-
scherkunde und Glacialgeol., Bd. Ill, 1956a.
Heuberger H. Ein Gletscherstand bei Mieders im Stubai (Ti-
rol) alter als das Schlern-Stadium? Z. Gletscherkunde und
Glazialgeol., Bd. Ill, 1956b.
Heuberger H. Beobachtungen uber die heutige und eiszeitliche
Vergletscherung in Ost-Nepal. Z. Gletscherkunde und Glazial-
geol., Bd. Ill, 1956c.
Heuberger H. Gletschergeschichtliche Untersuchungen in den
Zentralalpen zwischen Sellrain- und Oltztal. Wiss. Alpenverein-
schafte, No. 20, 1966.
Heusser C. J. Late-Pleistocene Environments of the Laguna
San-Rafael Area, Chile. Geogr. Rev., v. 50, No. 4, 1960.
Heusser C. J. Pleistocene Climatic Variations in the Western
United States. 10 Pacifi. Sci. Congr. Pacif. Sci. Assoc., Hono-
lulu, 1961.
Holmes G. W., Andersen B. G. Glacial Chronology of
Ullsfjord, Northern Norway. Geol. Surv. Profess. Paper,
475-D, 1964.
Holmes W. G. a. Lewis C. R. Glacial Geology of the Mount
Chamberlin Area, Brooks Range, Alaska. Geol. Arctic, v. II,
1960.
Holmsen G. W. Glacial Deposits in Southeastern Norway.
Amer. J. Sci., v. 261, No. 9, 1963.
Hopkins D. M., M a c n e i I F. S., L e о p о 1 d E. B. The Co-
stal Plain at Nome, Alaska: a Late Cenozoic Type Section for
the Bering Strait Region. 21 Intern. Geol. Congr., Copenhagen,
1960.
Hough J. L. Pleistocene Lithology of Antarctic Ocean-bottom
Sediments. J. Geol., v. 58, No. 3, 1950.
Imamura G. a. Okayama T. Geomorphology of the Japa-
nese High Mountains. Proc. Imper. Acad. (Tokyo), v. IX, 1933.
J а с к 1 i H. Wurde das Moranen stadium von Schlieren iiberfahren?
Geogr. helv., Bd. 14, No. 2, 1959.
Jessen A. Vendsyssels Geologi. 2 Udg. KObenhavn. Danmarks
Geol. Unders., 5 R, No. 2, 1936.
Karlstrom T. N. V. Late Pleistocene and Recent Glacial Chro-
nology of South-Central Alaska. Bull. Geol. Soc. America,
v. 66, No. 12, 1955.
Keilhack K. Das Ratsel der Lossbildung. Z. Dtsch. geol. Ges.,
Monatsber., Bd. 72, 1920.
Kick W. Chogo-Lungma-Gletscher im Karakorum. Z. Gletscher-
kunde und Glazialgeol., Bd. Ill, Hft 3, 1956.
Kinsman D. J. J., S h e a r d J. W. The Glaciers of Jan Mayen.
J. GlacioL, v. 4, No. 34, 1963.
Klebelsberg R. Handbuch der Gletscherkunde und Glazial-
geologie, Bd. I, II, 1948—1949.
Klimaszewski M. Views of the Geomorphological Develop-
ment of the Polish Western Carpathians during the Quarter-
nary. Geographia Polonica, 10. Geomorphological Problems
of Carpathians. II. Warszawa, 1966.
290
Klute F. Eiszeit und Klima. Frankfurter geogr. Hefte, 11, 1937.
К n a u e r J. Uber des Alter der Moranen der Zurich Phase im Linth-
gletschergebiet. Abhadl. geol. Landesunters., No. 33, 1938.
Korpela K. Interglasiaalista turvetta Rovanieman seudulla.
Geologi, v. 14, No. 2, 1962.
К r i n о v E. L. Some Consideration on Tektites. Geochim. et
Cosmochim. Acta, 14, 1958.
KrinsleyD. B. Late—Pleistocene Glaciation in Northeast Green-
land. Geol. Arctic, v. II, 1960.
К s a n d r I. Uber die glazial Problematic in der Tschechoslowakei.
Biul. perygl. Lodskio towarz. nauk, No. 11, 1962.
Kuiper Y. G. Y. Die spatpleistozanen Pisidien des ehemaligen
Ascherslebener Sees. Arch. Molluskenkunde, Bd. 98, No 1, 2,
1968.
Laguna F., de. Geological Confirmation of native Traditions: Va-
kutat, Alaska. Amer. Antiquity, v. 23, No. 4, 1958.
Libby W. F. Accuracy of Radiocarbon Dates. Science, v. 140,
No. 3565, 1963.
Lichtenberger E. Stadiale Gletscherstande in den Schlad-
minger Tauren (Steiermark). Z. Gletscherkunde und Glazial-
geol., Bd. Ill, Hft 2, 1956.
Livingstone D. A. Age of Deglaciation in the Ruwenzory
Range, Uganda. Nature, v. 194, No. 4831, 1962.
Lorenzo J. Prehistoire et Quarternaire recent au Mexique. Etat
actuel des connaissances. Anthropologie, v. 62, No. 1, 2, 1958.
Love J. D., Taylor D. W. Faulted Pleistocene Strata near
Jackson, Northwestern Wyoming. Geol. Surv. Profess. Paper.
450D, 1962.
Lundqvist G. Geological Radiocarbon Datings from the Stock-
holm Station. Sver. geol. undersokn. Arsbok, C, No. 589, 1962.
Magnusson E. An Interglacial or Interstadial Deposit at Galle-
jaure Northern Sweden. Geol. foren. i Stockholm forhandl.,
Bd., 84, Hft 4, No. 511, 1962.
Mania D. Zur stratigraphischen Neugliederung des Mittelpleisto-
zans im Saalegebiet. — Petermanns, Mitt., Bd. 114, No. 3,
1970.
M a p a Geologiczna Tatr Polskich, G 2 Kamienista, 1 : 10 000.
Institut Geologiczny, 1959.
Markov С. C. L’eurasie septentrionale pendant la periode de re-
froidissement pleistocen. Anthropologie, v. 72, No. 1—2,
1968.
MarthinussenM. Yugre postglaciale nivaer pa Varangehalvoa.
NGT, 25, 230, 1945.
Martonne E.de. Sur la theorie mecanique de 1’erosiom glaciaire.
C. R. 1’Acad. Sci., v. 150, 1910.
M a у r F. Untersuchungen fiber Ausmass und Folgen der Klima- und
Gletscherschwankungen seit dem Beginn der postglazialen
Warmezeit. Z. Geomorphol., Bd. 8, No. 3, 1964.
M а у r F. Postglecial glacier fluctiatione and correlaitve prenomena
in the Stubai Mountains, eastern Alps, Tyrol. Univ. Colo
Stud., Ser. Earth Sci., No. 7, 1968.
Mercer J. H. Glacier Fluctation on the Eastern Side of the South
Patagonien Andes. Bull. Geol. Soc. America, v. 71, No. 12,
1960.
291
Mercer J. H. Glaciers Variations in Southern Patagonia. Geogr.
Rev., Bd. 55, No. 3, 1965.
Mercer J. H. Variations of Some Patagonian Glaciers since the
Late-Glacial. Amer. J. Sci., v. 226, No. 2, 1968.
Messerli B. Das Problem der Eiszeitlichen Vergletscherung am
Libanen und Hermon. Z. Geomorphol., v. 10, No. 1, 1966.
Miller D. J. Anomalous Glacial History of the Northeastern
Gulf of Alaska Region. Bull. Geol. Soc. America, v. 69, No. 12,
1958.
Mooser F., White S. E. et Lorenzo J. L. La Cuenca de
Mexico. Inst. Nacion. Antropol. e Historia, Mexico, 1956.
M о v i u s H. L. Radiocarbon Dates and Upper Paleolithic Archeo-
logy. Current Anthropol., v. 1, 1960.
Muller E. H. Glacial Chronology of the Laguna San Rafael Area,
Southern Chile. Bull. Geol. Soc. America, v. 71, No. 12, 1960.
Musi 1 R., Valoch K. Beitrag zur Cliederung des Wurms in
Mitteleuropa. Eiazeitalter und Gegenwart, 17, 1966.
Mycielska-Dowgiallo E. Zarys zozwoju rzezby w plei-
ctocenie poludniowej czqsci Wyzyny Sandomierskiej. Kwart.
geol., 10, No. 1, 1966.
Nichols R.L. Multiple Glaciation in the Wright Valley, McMurdo
Sound’ Antarctica. 10 Pacif. Sci. Congr. Pacif. Sci. Assoc.,
Honolulu, 1961.
Nilsson E. Quarternary Glaciations and Pluvial Lakes in Bri-
tish East Africa. Geogr. ann., Arg. XIII, Hft 4, 1931.
Nilsson E. The younger dryas age. Bull. Geol. Instns. Univ.
Uppsala, 40, 1961.
Ninkovich D., Heezen В. C. Santorini tephra. Submarine
Geol. and Geophys., London, Batterworths, 1965.
Oeschger H. u. R 6 thl isberger H. Datierungeinesehema-
ligen Standes des Aletschgletschers durch Radioaktivitats-
messung an Holzproben und Bemerkungen zu Holzfunden an
weiteren Gletschern. Z. Gletscherkunde und Glazialgeol. Bd. IV,
Hft 3, 1961.
О 1 e d s к i J. Miniaturowe Iodo wee w Tatrach. Geogr. w. szkole,
18, No. 4, 1965.
0 s t r e m G. A New Approach to End Moraine Chronology. Prel.
Rept. geogr. ann., v. 43, 1961.
Page N. R. Atlantic early Sub-Boreal Glaciation in Norway. Nature,
v. 219, No. 5155, 1968.
Partsch I. Die Hohe Tatra zur Eiszeit. Leipzig, 1923.
Paschinger H. Wiirmvereisung und Spatglazial in der Sierra
Nevada (Spanien). Z. Gletscherkunde und Glazialgeol.,
Bd. Ill, 1956.
Paskoff M. R. Notes de morphologie glaciaire dans la haute
vallee du Rio Elqui (Province de Coquimbo, Chili). Bull.
Assoc, geographes franc., No. 350—351, 1967.
Pasquier L. Pluvioglaciale Ablagerungen. 1891.
Penck A. u. Bruckner E. Die Alpen im Eiszeitalter. Bd. I,
II. Leipzig, 1909.
Pettersson O. Studien in der Geophysik und der kosmischen
Physik. Ann. Hydrograp. und Meritim. Meteorol. Hft III—V,
1914.
292
P e we Т. L. Glacial History of the McMurdo Sound Region, Antarc-
tica. 21 Intern. Geol. Congr., Copenhagen, 1960.
P e w e T. L. Quarternary Climatic Variations in Antarctica as Sug-
gested by Glacier Fluctuations. 10 Pacif. Sci. Congr. Pacif.
Sci. Assoc., Honolulu, 1961.
Pisota J. T. Morfologia si morfometria lacurilor glaciare din
Carpatii Meridionali An. Univ. Bucuresti, Ser. stiint. natur.,
Geol.-geogr., 16, No. 1, 1967.
Porter J.G. Catalogue of Cometary Orbits. 1960. Mem. British
Astronom. Assoc., v. 39, No. 3, 1961.
Porter S. C. Glacial Stratigraphy and Chronology of Anaktuvuk
Valley, Arctic Slope of Alaska. Geol. Soc. America Spec.
Paper, No. 73, 1963.
Porter S. C. Late Pleistocene Glacial Chronology of North-Central
Brooks Range, Alaska. Amer. J. Sci., v. 262, No. 4, 1964.
P relief C. Italian Mountain Geology. Pt. III. Central and Sout-
hern Italy, 1923.
P r i о r G. T., H e у M. H. Catalogue of Meteorites. London,
1953.
Reichelt G. Der wiirmzeitliche Ibach Schwarzenbach-Gletscher
und seine Riickzugestadien. Ber. Naturforsch. Ges. Freiburg,
Bd. 51, No. 1, 1961.
Reiner E. The Glaciation of Mount Wilhelm, Australian New
Guinea. Geogr. Rev., No. 4, 1960.
R e t h 1 у A. Karpatmedencek Foldrengesei. Budapest, 1952.
Reusch H. Hoifjeldet mellem Vangamjosen og Tisleia, NGU, 32,
44, 1901.
Richmond G. M. Lower Boundary and Subdiwision of the Holo-
cene in the Rocky Mountain Region, USA. In: INQUA. Ab-
stracts Papers, Lodz, 1961.
Richmond G. M. Glacial Deposits on Sierra Blanca Peak.
New Mexico. Guidebook Ruidoso Country. 15 Field Conf.
N. M. Geol. Soc., 1964a.
Richmond G. M. Glaciation of Little Cotton-wood and Bells
Canyons, Geol. Surv. Profess. Paper. No. 454-D, 1964.
Richter E. Geomorphologische Untersuchungen in den Hochal-
pen. Petermanns Mitt. No. 132, 1900.
Rudiger G., Filzer P. Beitrage zur Kenntnis spat- und
postglazialer Akkumulation im nordlichen Alpenvorland.
Eiszeitalter und Gegenwart, 15, 1964.
R u h e R. V. Age of the Rio Grande Valley in Southern New Mexico.
J. Geol., v. 70, No. 2, 1962.
Schonhals E. Fossile gleiartige Boden des Pleustozans im Usin-
ger Becken und am Rande des Vogelsberges. Notizblatt Hessi-
schen Landesamtes Bodenforsch., Folge 6, Hft 2, Darmstadt,
1951.
Sears P. B., Roosma A. A Climatic Sequence from Two
Nevada Caves. Amer. J. Sci., v. 259, No. 9, 1961.
Senarclens-Grancy W. Stadiale Moranen im Hochalp-
spitz—Ankogel—Gebiet. Z. Gletscherkunde, Bd. XXIII, 1935.
Shaw D. M., D о n n W. L. Milankovitch Radiation Variations:
A Quantitative Evaluation. Science, 162, No. 3859, 1968.
S i b e r g A. Erdbebengeographie. Handb. Geophys., Bd IV, 3,
Berlin, 1932.
293
Solecki R. S. Prehistory in Shanidar Valley, North. Iraq. Sci.,
v. 139, No. 3551, 1963.
S о о n s J. M. The Glacial Sequence in Part of the Rakaia Valley,
Canterbury, New Zealand. N. Z. J. Geol., a. Geophys., v. 6,
No. 5, 1963.
Spencer L. I. Meteoritic Iron and Silica-Glass from the Meteoritic
Craters of Henbury (Central Australia) and Waber (Arabia).
Mineral Mag., 1933.
Slaker A. M.A probable late Pinedale tarminel Moraine in Castle
River Valley, Alberta. Bull. Geol. Soc. Amer., v. 80, No. 10,
1969.
Staub W. Wesentliche Phasen der Wiirmeiszeit und der Nacheis-
zeit im Schweizerrischen Mittelland. Jahresber. Geogr. Ges.
No. 45, 1961.
S t г а к a H. Pollenanalitische Untersuchungen spatglazialer Abla-
gerungen aus zwei Maarenwestlich Gillenfeld (Vulkaneifel).
Pollen Spores, v. 3, No. 2, 1961.
Stratil-Sauer G. Beobachtungen im Ostpontischen Gebirge
unter besonderer Beriicksichtigung der Kaltzeitformen. Mitt.
Oster, geogr. Ges., Bd. 103, No. 1, 1961.
S t u i v e r M. Carbon Isotopic Distribution and Correlated Chrono-
logy of Searles Lake Sediments. Amer. J. Sci., v. 262, No. 3,
1964.
Stuiver M., Suess H. E. On the Relationship between Radio-
carbon Dates and True Sampl Ages. Radiocarbon, v. 8, 1966.
Supplementary Catalogue of Cometary Orbits. Mem. British
Astronom. Assoc., v. 40, No. 2, 1966.
Sweizer G. Le tardiglaciaire et le niveau des neiges permanentes
dans les hautes montagnes des Alpes-Maritimes. Mediterranee,
9, No. 1, 1968.
Swiderski B. Geomorfologia Crarnohory. Warszawa, 1937—
1938.
Teisseyre H. Problemy morfologiczne wshodniego Podkarpacia.
Sprawozd. Polak. Inst, geol., VII, 1932—1933.
Terasme J. Notes on Late-Quarternary Climatic Changes in
Canada. Ann. N. Y. Acad. Sci., v. 95, No. 1, 1961.
The Mount Everest Region, Royal geographical
Society, Scale 1:100 000. 1961.
Thornes J. B. Glacial and Periglacial Features in the Urbion
Mountains, Spain. Estud, geol., 24, No. 3—4, 1968 (1969).
Tovar A. R. La Sierra Nevada de Giiican, Boyaca. Bol. Soc.
geogr. Colombia, v. XX, 1962.
United States Department of the Interior Geological
Survey, Alaska Topographic Series 1 : 250 000. (Killik River,
Chandler Lake, Philip Smith Mountains, Chandlar, Arctic,
Wiseman, Survey Pass). 1956.
Urey H. C. Origin of Tektitek Nature, No. 179, 1957.
V i e г к e M. Die ostpomeranischen Bandertone als Zeitmarken und
Klimazeugen. Abhandl. geol. palaeont. Ins. Greifswald, 18,
1937.
V i e r s G. Le glaciaire de massif du Carlit (Pyrenees-Orientales) et
ses enseignements. Rev. geogr. Pyrenees et Sud-Ouest. v. 32,
No. 1, 1961.
294
Virkkala К. On Ice-marginal Features in Southwestern Finland.
Bull. Gommiss. geol. Finlande, No. 210, 1963.
Vries H. de, Dreimanis A. Finite Radiocarbon Dates of
Port-Talbot Interstadial Deposits in Southern Ontario. Science,
v. 131, No. 3415, 1960.
Wagner G. Diamirtal und Diamirgletscher. Geographische und
glaziologische Beobachtungen am Nanga Parbat (Deutsch
Diamirexpedition 1961). Mitt. Geogr. Ges. Munchen, No. 47,
1962.
Washbourn-Kamau С. K. Late Quaternary chronology of
the Nakuru-Elmenteita basin, Kenya. Nature, v. 226, Nd 5242,
1970.
W e i d i с к A. Differential Behaviour of the Ice Cap Margin in the
Julianchab District West Greenland. Polarforschung, Bd. 5,
No. 1—2, 1961.
White S. E. Late Pleistocene Glacial Sequence for the West Side
of Iztaccihuatl. Mexico. Bull. Geol. Soc. America, v. 73, No. 8,
1962.
Williams J. R., Ferrians О. I. Late Wisconsin and Recent
History of the Matanuska Glacier, Alaska, Arctic, v. 14, No. 2,
1961.
Woldstedt P. Die letzte Eiszeit in Nordamerica und Europa.
Eiszeitalter und Gegenwart, 11, 1960.
Wundt W. Die Penck’sche Eiszeitgliederung und die Stran lungs-
nurze. Quartar, 10—11, 1958—1959.
Z a g w i j n W. H. Vegetation, Climate and Radiocarbon Datings
in the Late Pleistocene of the Netherlands. I. Meded. Geol.
stichting, No. 14, 1961.
Zoller H. Pollenanalitische Untersuchungen zur Vegetations
Geschichte der insubrischen Schweiz. Denkschr. Schweizerisch.
Naturforsch. Gesellschaft, Bd. 83, Abh. 2, 1960.
Z u b а к о v V. A. La chronologic des variations climatiques au cours
du Pleistocene en Siberie Occidentale. Revue geogr. phys.,
dynam., v. XI, 3, 1969.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
Введение............................................ 3
Глава I. Общие геоморфологические и гляциологические
показатели стадиальности горных ледников ... 10
Глава II. Распад ледников последнего оледенения в горно-
ледниковых районах Советского Союза .... 22
Глава III. Распад ледников последнего оледенения в горно-
ледниковых районах зарубежных стран .... 59
Глава IV. Общие морфологические, морфометрические и
хронологические закономерности динамики гор-
ного оледенения в голоцене.............................. 99
Глава V. Теоретические основы динамики горного оледе-
нения ................................................. 120
Метод.................................... 122
Ярусность каров.......................... 124
Каровые уровни и снеговая линия.......... 125
Общие закономерности горнодолинного оле-
денения ................................. 132
Некоторые дополнительные материалы ... 136
Глава VI. Взаимосвязь горного и покровного оледенений 139
Общая хронологическая и причинная взаимо-
связь горных и покровных оледенений . . 141
Хронологическая и причинная взаимосвязь
стадий горных и древних покровных лед-
ников ................................... 142
Хронологическая и причинная взаимосвязь
стадий горных и предгорных ледников ... 153
Общий характер динамики оледенений
в верхнем плейстоцене.................... 156
О плейстоцене Русской равнины............ 168
О плейстоцене Сибири..................... 172
Хронологическая и причинная связь горных
и современных покровных ледников .... 177
Глава VII. Стадии горного оледенения, сейсмичность, но-
вейшая тектоника и вулканизм........................... 180
Стадии оледенения и ритмы сейсмичности 181
Стадии оледенения и ритмы новейшей текто-
ники .................................... 189
Стадии оледенения и ритмы вулканизма 198
Глава VIII. Ритмическая сущность плейстоцена............ 205
Кривая Миланковича и 40 700-летней ритм 206
Уровни стадиальной изменчивости ледников;
оледенения и их фазы..................... 208
Общая продолжительность плейстоцена . . . 212
О плейстоцене США........................ 222
Климатическая сущность 40 700-летнего
ритма.................................... 225
Проблема лёссов.......................... 227
О 40 700-летнем геологическом ритме . . . 238
Ритмические закономерности формирования
горного рельефа Земли.................... 243
Глава IX. Ритмы на Земле и в Космосе.................... 250
Послесловие ............................................ 269
Литература ............................................. 273
Сканирование - Беспалов, Николаева
DjVu-кодирование - Беспалов
1 р. 87 к.
ИЗДАТЕЛЬСТВО
«НАУК А»
ЛЕНИНГРАДСКОЕ
ОТДЕЛЕНИЕ
Е.В. Максимов
ПРОБЛЕМЫ
ОЛЕДЕНЕНИЯ
ЗЕМЛИ
И РИТМЫ
В ПРИРОДЕ