Современные ледники Мунку-Сардык представляют собой остатки некогда мощного верхнеплейстоценового оледенения. Поэтому, начиная с XIX века, они привлекали пристальное внимание ученых.
Для того чтобы полностью раскрыть интересующий нас вопрос о происхождении ледников массива Мунку-Сардык, необходимо рассмотреть историю последних оледенений района, начиная с позднего плейстоцена четвертичного периода.
Существуют различные мнения о возрасте ледников: М.Г. Гросвальд (1965) и В.Н. Сильницкая (1964) считают, что современное оледенение Саяно-Тувинского нагорья не является реликтом позднеплейстоценового оледенения. Авторы обращают внимание на недавний ледниковый максимум (XVIII–XIX вв.), во время которого появились современные ледники. Противоположной позиции придерживались в своих работах С.П. Перетолчин (1908) и Г.М. Томилов (1965), утверждая, что современные ледники представляют собой остатки некогда мощных ледников, сформировавшихся в четвертичном периоде.
Проведенные исследования не только в Восточном Саяне, но и в других горных районах — Хамар-Дабане, Туве, Алтае показали, что сохранившиеся в рельефе ледниковые формы и отложения принадлежат верхнеплейстоценовому оледенению. Следы этого оледенения хорошо сохранились в рельефе Восточного Саяна в виде экзарационных форм рельефа: глубоких цирков, каров, троговых долин, морен и ледниковых озер. Абсолютный возраст верхнеплейстоценового оледенения, определенный с помощью радиоуглеродного и термолюминесцентного методов, составляет 10–23 тыс. лет (Олюнин, 1965).
В.Н. Олюниным (1965) на основании детального изучения аэрофотоснимков, топографических карт, литературных источников, была составлена схема верхнеплейстоценового оледенения юго-восточной части Восточного Саяна и дано описание ледников (Олюнин, 1965).
Интересующий нас район массива Мунку-Сардык, в период верхнеплейстоценового оледенения, был одним из центров зарождения ледников. Отсюда мощные ледяные потоки спускались по речным долинам и при слиянии образовывали широкие ледники подножий.
Массив Мунку-Сардык является водоразделом между р. Окой и р. Иркут. Во время последнего оледенения в бассейне верхнего течения р. Оки располагался Окинский ледник, самый мощный из всех ледников описываемого района Восточного Саяна. Его площадь доходила до 807 км2, длина вдоль рек Хоре и Ока — 90 км, а ширина более 45 км. Этот ледник образовывался при слиянии Верхнеокинского и собственно Окинского ледников. Верхнеокинский ледник подножия состоял из слившихся долинных ледников: Ишундинского, Жохойского, Хоренского и других, спускавшихся с северного Большого Саяна и западной части массива Мунку-Сардык (Олюнин, 1965).
Другой центр формирования ледников был в истоках р. Иркут. В верхнеплейстоценовый период здесь располагалось ледяное поле, покрывавшее низкие горные гряды, холмы, котловины. В пределах этого ледника, вдоль р. Иркут, спускался мощный поток льда, который подпитывался долинными ледниками с главного хребта. Этот основной ледник был назван В.Н. Олюниным (1965) Ильчирским. О том, что данный ледник существовал, говорят прекрасно сохранившиеся морены на северном берегу озера Ильчир. Также ниже устья р. Толты находится вал правой береговой морены ледника долины р. Иркут, отложенный Ильчирским ледником (Олюнин, 1965).
Анализируя топографические карты, В.Н. Олюнин (1965) предположил, что в долинах р. Тумелик и р. Ара-Саган-Шулуты, находились ледники, которые внизу, вероятно, соединялись друг с другом и с ледником верховий р. Иркут. К ним присоединялся, по-видимому, и ледник р. Бажир (правый приток р. Иркут), спускавшийся с плато Нуху-Дабан. Ущелье Черного Иркута, глубиною до 500 м, было полностью заполнено льдом во время этого последнего обширного покровно-долинного оледенения. Об этом свидетельствуют озера ледникового происхождения, расположенные на такой же высоте над ущельем (Олюнин, 1965), фиксирующие не высоту, а подошву этого гигантского ледника. Следовательно толщина самого ледника была еще больше.
В долине р. Иркут, ниже устья р. Белый Иркут и в Мондинской котловине, имеются несомненные следы ледниковой деятельности, оставленные здесь Иркутным ледником. Это был очень большой долинный ледник, площадь которого составляла 446 км2, а длина достигала 84 км от верховий р. Улзыты (приток р. Китой), а от верховий р. Белый Иркут — 35 км. Язык Иркутного ледника был мощным (до 360 м) и широким (до 6 км). Питание этого ледника осуществлялось меньшими по размерам ледниками речных долин (р.р. Белый Иркут, Мугувек, Средний Иркут, Буговек), и, возможно, ледником долины Черного Иркута (Ильчирским). Ледники р.р. Белый Иркут, Средний Иркут и Мугувек спускались по глубоким трогам с северного склона хребта Мунку-Сардык из каров, расположенных около вершины и на его отрогах. В нижнем течении в эти троги врезаны эрозионные ущелья и от их днищ остались только узкие плечики, на которых лежат мощные (до нескольких десятков метров) ледниковые отложения (Олюнин, 1965).
Согласно вышеуказанным исследователям, палеоледник Жохойский относится к системе самых древних ледников района и являлся одним из языков долинно-покровного ледника Окинского. При этом, если основные формы рельефа горного массива были сформированы в результате деятельности самых древних ледников первого оледенения второй половины среднего плейстоцена самаровского и частично зырянского, то Окинские долинные языки ледников покровно-долинного прогрессивного оледенения зырянского времени значительно подработали их и создали новые (Коваленко, 2014). Область питания этого покровно-долинного ледника находилась на водораздельной части рек Оки и Иркута. При этом эти языки могли достигать Мондинской впадины. Троговой ледниковой экзарацией были заложены основные направления речных долин района, а в их карах были сформированы гигантские цирки (мегакары) I–V (пронумерованы только структуры Российской территории), такие как
I. Жохойский.
II. Белоиркутный.
III. Мугувекский.
IV. Буговекский.
V. Буготинский.
Образование подцирков или направлений развития последующих регрессивных лестниц-каров во всех выше обозначенных цирках, произошло во время формирования палеоледниковых каров до шестого уровня 8 тыс. лет назад, т. е. до интергляциала 7,5–6 тыс. лет назад.
В современном рельефе главного водораздельного хребта эти цирки и, усложнявшие их в последующее время крупные кары, располагаются между выпуклостями главного хребта к югу и формированием глубоких врезов долин рек с северной стороны: Жохой, Бел. Иркут, Мугувек, Буговек и Бугота (см. карту последовательности развития гляциальных форм рельефа на странице Картография). В свою очередь, выпуклости (в плане) главного хребта в северном направлении фиксируют кары-цирки с южной стороны хребта с долинами рек Западная, Джаргалант-Гол, Баян-Гол, Цаган-Сайран-Гол. Долины же рек и палеоледниковые структуры, совпадающие по направлению с абляционным отступанием палеоледника Окинского, характерных троговых ступеней, как правило, не дают: Средний Иркут, Черный Иркут, Иркут. Выявлять характер и стадиальность отступания ледников здесь, вероятно, необходимо по конечным абляционным моренам, подобным приустьевой части левого борта долины р. Бугота, где она под острым углом сочленяется с главной долиной Иркута (Коваленко, 2011).
Нами на основе новых полевых данных в 2013–2014 гг. были уточнены направления движения основных Окинских языков в районе г. Мунку-Сардык по долинам рек Белый Иркут и Жохой (Коваленко, 2014, рис. 1).
1– оси водораздельных хребтов; 2– ось водораздельного хребта бассейнов рек Оки, Иркута и Селенги; 3– максимальные границы зырянского оледенения и направления движения ледников (I– Жохойского, II– Мугувекского); 4– формы рельефа прогрессивных Окинских ледников (а– плечи трогов, б– морены, в– курчавые скалы, г– эпигенетические долины)
Признаками движения ледниковых масс вверх по долине р. Жохой являются следующие: курчавые скалы широкой ровной отшлифованной поверхностью (склон разрушения) на высоких частях склонов долины, в отличие от подобных форм рр. Белого Иркута, Мугувека и Буговека, на Жохое находятся со стороны устья реки или имеют экспозицию вниз по долине. А маргинальные или склоны выпахивания наоборот вверх по долине (рис. 2).
+ — склон разрушения (дистальный), – — склон выпахивания (маргинальный или проксимальный)
Причиной движения льда вверх по долине могла быть подпруженность Жохойского ледника большой массой Окинского в районе современного уреза вод реки 1998,8. В связи с этим, образуемый лед в цирке верховий реки Жохой мог двигаться по прямой через пер. Архаров в долину Белого Иркута в ручей Контрастов и далее по долине, или через пологий перевал-водораздел в бассейн р. Хоре. В связи с этими событиями настоящий перевал Архаров имеет пологие очертания и является довольно легким в отличие от других перевалов, а пологий перевал-водораздел с бассейном реки Хоре выглядит в виде горизонтальной площадки с шириной до 1,0 км и длиной более 1,3 км.
Найденные признаки движения ледников по долине р. Жохой не исключают возможности первоначального их движения вверх по долине от основного ледораздела Окинского ледника скандинавского типа вверх по долине до района современного уреза вод 2226,0 м, объединение его здесь с ледником, спускавшимся с верховий Жохоя и образованием трансфлюэнтного ледника перетекающего через правый водораздел долины в районе пер. Архаров в соседнюю долину ручья Контрастов. Этим может объясняться проработанность (выравненность современной поймы долины р. Жохой с довольно мощным покровом древних моренных отложений с отсутствием выходов цокольных поверхностей на значительном его простирании, пологие открытые формы склонов долин рр. Жохой и Контрастов, красивые выровненные черты рельефа отрогов Западного и Нижне-Ишундинского (см. рис. 2), а также объясняться редкие находки глыб диабазов и базальтов, выходы которых отсутствуют на территории исследованного участка, в моренах Окинского ледника в бассейнах рек Белого, Среднего Иркутов и Буговека. Ближайшие диабазовые образования в районе известны как раз несколько западнее нашей территории исследований.
Если предлагаемая схема движения древних ледников в районе Жохоя подтвердится детальными исследованиями в будущем, то общая схема главных ледников прогрессивной стадии зырянского оледенения района сократится на один. Из вышеприведенного списка будет удален ледник Белоиркутный (II) (см. рис. 5 в статье Коваленко, 2011), а предполагаемый ледораздел Окинского палеоледника будет проходить значительно севернее нашей территории. Кроме того, вполне возможно, что и через пер. Контрастов мог переваливать еще один язык в долину ручья Контрастов, пополняя объем ледника двигавшегося по долине Белого Иркута. Тем более, что выровненный характер рельефа до высот 2900 м в районе пика Обзорного, по отрогу Нижне-Ишундинскому и в районе перевала Среднего, а также до высот 2800 м в районе перевала Контрастов и Архаров с относительными превышениями над поверхностью южного края Окинского плато всего на 500 м, делает вполне возможным такой вариант движения языков Окинского ледника.
Наступившее в голоцене потепление привело к значительному сокращению площади сартанского оледенения (в 5–10 раз). Ледники начали отступать в высокогорные районы. Продолжавшееся в течение тысячелетий потепление привело к тому, что долинные ледники в данном районе полностью исчезли.
В настоящий момент на склонах массива Мунку-Сардык известны шесть ледников. Один из них (Южный) впервые описал Г. Радде (1861 г.), два — Л.А. Ячевский (1888 г.). Подробное описание ледников дал С.П. Перетолчин. Свои наблюдения за период с 1897 по 1906 гг. он изложил в книге «Ледники хребта Мунку-Сардык» (1908), где он описывает четыре ледника массива Мунку-Сардык: один на южном склоне и три на северном.
В 1963 году Е.В. Максимовым было совершено научное обследование современных ледников горного массива Мунку-Сардык. Он подробно описал три ледника: Перетолчина, Радде и Жохойский, а также инструментально снял все морены ледников.
Позднее, в научной литературе данные ледники упоминались в работах М.Г. Гросвальда (1962), В.И. Сильницкой (1965) и Г.М. Томилова (1965).
Нами же были проведены наблюдения за этими гляциологическими объектами массива Мунку-Сардык в течение 2002–2018 гг. Результаты этих исследований освещены в многочисленных публикациях. В данном разделе приводятся выдержки из этих публикаций и дано описание шести основных современных ледников массива: Перетолчина, Радде, Пограничный, Бабочка, Энтузиастов и Южный. Основной материал взят из статьи О.В. Дроздовой (2007) дополненный нашими последними данными.
Ледник Перетолчина
На главной вершине горного узла Мунку-Сардык имеется два ледника. Северный ледник или ледник Перетолчина, № 31 в каталоге ледников СССР (Каталог ледников… 1973) является наиболее крупным в данном районе на сегодняшний день. Этот ледник расположен в глубоком каре и относится к типу каровых ледников.
Согласно С.П. Перетолчину:
«Наибольшая длина ледника около одного километра, площадь 0,7 км2. Предположительная средняя мощность льда 36 м, максимальная 85 м. На поверхности ледника имеются трещины, связанные с течением льда по круто наклоненной поверхности кара. Самые крупные трещины расположены в месте перехода ледника с крутого залегания на скалистом склоне к более пологому, вероятному основанию кара» (Перетолчин, 1908, курсив наш) (рис. 3).
По механизму образования этих трещин в ближайшее время нами готовится статья.
В конце XIX начале XX веков С.П. Перетолчин провел ряд экспедиций в район массива Мунку-Сардык и получил полные морфометрические сведения о ледниках данного района. Северный ледник главной вершины в начале прошлого столетия он описал как фирновое поле площадью 0,68 км2. Ледник спускался с гребня вершины с уклоном в 60°, но при переходе через ригель, крутизна ледяного поля уменьшалась до 20–25° и с высоты 2894 м он переходит в два ледяных потока (рис. 4). Правый ледяной поток шириною в 200 м и длиною в 340 м спускался в цирк по направлению к альпийскому озеру и нес на себе две боковых и одну конечную морены. Данных о левом потоке нет, известно лишь о его небольших размерах. С.П. Перетолчин (1908) констатировал наличие небольших трещин шириной до 25–30 см, а глубиной до 4–6 м. Так как трещины более значительных размеров отсутствовали, то и определить достоверно мощность ледника ему оказалось не по силам. Используя известные относительные высоты точек по нивелировке и вероятный профиль основания цирка, С.П. Перетолчин (1908) определил, что наибольшая толщина льда соответствует переходу ледника через ригель и составляет 85 м, а средняя мощность льда около 36 м. По данным С.П. Перетолчина (1908), ледяной поток северного ледника главной вершины спускался в начале XX века до высоты 2784 м.
На поверхности есть трещины шириной 25–30 см и глубиной до 6 м. Тип ледника висячий. Максимальная толщина льда в 1900 г. была по данным С. П. Перетолчина около 85 м. В настоящее время по нашим данным геозондирования (Измерения мощности… 2017; Китов и др., 2014) она составляет 30–40 м. Наклон поля ледника от 10 до 50 градусов. За период более 110 лет размеры и мощность ледника существенно сократились — площадь и длина в два раза, объем в 3,7 раза. Поднялась нижняя граница открытой части ледника на 184 м. По данным Е.В. Максимова (1965) общая площадь северного ледника составляет 0,7 км2, длина около одного километра, нижнее окончание открытой части ледника располагается на высоте 2908 м. За период с 1906 г. по 1963 г. ледник Перетолчина поднялся на высоту 124 м. На основании проведенных замеров морен, Е.В. Максимов (1965) выделил шесть малых конечно-моренных, которые отражают внутривековую изменчивость ледника.
Как уже говорилось выше, вся поверхность ледников покрыта обломочным материалом различной величины и слоем пыли, но хорошо видно, что лед окрашен в розовый цвет. Северный ледник главной вершины Мунку-Сардык представляет собой ледяное поле розового, местами темно-вишневого цвета (рис. 5). Такую окраску придают живущие в поверхностном слое льда водоросли Chlamydomonas nivalis ), так называемый арбузный лед . Эта водоросль большую часть времени находится в состоянии неподвижных шаровидных клеточек, густо заполненных красным пигментом — гематохромом. Без наличия увеличительных приборов различить отдельные клеточки невозможно, но в теплое время года водоросли начинают быстро размножаться, и все ледяное поле (до глубины 3–5 см) оказывается полностью окрашено в розовые цвета различных оттенков. Обнаруженные водоросли: Bracteacocas milor, Phormidium foreolarum, являются типичными жителями льда, воды и почвы. В начале XX века С.П. Перетолчин, заинтересовавшись цветным льдом, провел исследование ледниковой воды и обнаружил присутствие водорослей, спор и др. Указанная им водоросль Heamatococcus нами не была обнаружена. Некоторые клетки очень похожи по описанию, но для полной достоверности необходимо повторное исследование свежих проб. Лучше всего проводить определение живых организмов, обитающих во льду, как можно в более короткий период времени, возможно, прямо на ледниках. Жизненный цикл водорослей — от одного деления до другого, очень короткий, а определить их видовую принадлежность возможно только во время активной фазы жизни.
Северный ледник главной вершины расположен в глубоком каре на склоне горы. Вся поверхность ледяного поля покрыта обломочным материалом различной величины. Измерения, проведенные с помощью навигационного прибора GPS, показали, что открытая нижняя часть ледника Перетолчина находится на высоте 2947 м над уровнем моря. При сопоставлении полученных фотографий со снимками С.П. Перетолчина (1900) заметно, что мощность ледника значительно уменьшилась — в настоящее время видны выходы коренных пород (см. рис. 1). Открытая часть ледника за сто лет уменьшилась в общей сложности, на 163 м, при этом открытый лед левого потока полностью исчез под небольшим слоем осыпной морены.
Нижняя часть ледника представляет в настоящее время каменный глетчер, перекрытый маломощной мореной. Ее строение было изучено нами летом 2006 и 2008 гг.
Недалеко от нижнего уступа современной морены начинается продольная узкая ложбина-провал с цепочкой пещер и провалов с глубинами до 5–6 м и длиной до 10 м, в которых вскрывается погребенный полосчатый лед с многочисленными вмерзшими в него остроугольными обломками горных пород. Эта каменно-ледяная масса с видимой мощность 5 м перекрыта сверху довольно маломощным слоем 1–1,5 м песчано-крупно-глыбовой осыпной мореной. Камней во льду не много 10–20 %, различного размера до 1х1 и более метров. Песчаной составляющей больше. Получается своеобразное тоненькое «песчаное» покрывало. В некоторых трещинах-провалах наблюдаются лужи-озера с мутной водой. Все эти промоины являются результатом влажного дождливого лета. Подобные пещеры мы наблюдали летом 2006 г., но в этом году они наиболее грандиозны и достигают длины более 6–10 м, уходящие вверх по склону (рис. 6), в некоторых глубоко внизу слышен шум бегущей реки. На потолке пещер много сосулек, шестовато-пористого льда.
Ледник Южный
Южный ледник главной вершины расположен на территории МНР и не попал в каталог ледников СССР. По размерам он меньше ледника Перетолчина. Общая площадь ледника по данным С.П. Перетолчина составляла 0,4 км2, мощность льда достигала 65 м (Перетолчин, 1908).
Оба этих ледника в настоящее время не составляют единого ледникового поля. В связи со значительным сокращением площади оледенения в массиве Мунку-Сардык, северный и южный ледники разделены гребнем вершины и являются двумя самостоятельно существующими ледниками, имеющими разные названия. Северному леднику присвоили название ледник Перетолчина, а леднику на территории Моголии — Южный (рис. 7-8).
Ледник Радде
Ледник Великий Могол, как его называют иркутские туристы и альпинисты. Имя Радде ему присвоили составители каталога ледников (Каталог ледников… 1973), что конечно не правильно. При наименовании географических объектов необходимо учитывать и использовать существующие традиционные названия, а не изобретать новые. Это третий ледник нашего района под № 30 в каталоге ледников СССР (Каталог ледников… 1973), расположен в верховьях реки Белый Иркут. Согласно С.П. Перетолчину:
«Этот ледник берет начало на северном склоне цирка и спускается оттуда мощным потоком. Площадь ледника около 0,3 км2, приблизительная мощность льда 45 м. Края ледника покрыты обломочным материалом, который поступает с близ расположенных скалистых вершин. Ледяной поток упирается в дно более древнего цирка, образуя перед собой вал из скатившихся с ледника камней» (Перетолчин, 1908) (рис. 9).
Цирк этого ледника, расположенного на северном склоне хребта Мунку-Сардык, образован с юга, запада и востока скалистыми гребнями, а с севера открыто выходит в ущелье реки. По нижнему краю ледника расположена значительная по величине конечная морена, за которой, параллельно ей, видны ясные признаки и остатки старой морены. На льду и фирне ледника, как и на леднике Перетолчина, живут водоросли (рис. 10).
Изучив ледники Южный, Перетолчина и Радде, растительность и метеорологические особенности района, С.П. Перетолчин (1908) пришел к выводу, что прежние размеры и число ледников были когда-то гораздо больше. Произведенные ученым исследования констатировали отступление ледников массива Мунку-Сардык.
Ледник Пограничный
Четвертый ледник нашей территории находится под пиком Пограничный (3425 м) на территории МНР и имеет южную экспозицию. Летом 2006, 2007, 2011 и 2018 гг., в ходе экспедиционных исследований, этот ледник был сфотографирован (рис. 11) и измерен с помощью спутниковых навигационных приборов GPS.
Ледник Энтузиастов
С этим, почти совсем ушедшим под землю ледником (рис. 12), мы познакомим вас прямо из первых рук. Вот так произошло открытие этого ледника:
«Палатку поставили в каре на голые камни, прямо на леднике. Под нами течет вода по льду. Лед перекрывают обломки осыпной морены. Видимый лед выходит по краям кара отдельными пятнами и просматривается под глыбами. К леднику сразу, как то само собой, прилепилось название Энтузиастов, потому что открыла его и описала группа энтузиастов, т. е. нас, работающих здесь на голом энтузиазизме за собственные денежки, с личным оборудованием и во время очередного отпуска».
Верх кара этого ледника до крутой скальной стенки заполнен осыпной мореной (рис. 13), оконтуриваемой по низу валом конечной морены (1), сформированным тогда, когда ледник имел открытый лед и был довольно мощным (до 20 и более метров) и высоко поднимался вверх по стенке кара (как ледник Перетолчина или Радде). За этим валом в настоящее время формируется зандровая площадка и небольшое озерко (3 и 2), покрываясь песком и супесью. Цвет супеси в восточной части черный и имеет запах аммиака, местами имеются рыже-красные разводы и примазки прямо в воде. Создается впечатление минерального источника, но это, скорее всего, результаты разложения или жизнедеятельности погребенных под мореной вместе со льдом водорослей, которые могут способствовать, наряду с глобальным потеплением, более быстрому таянию ледников. При своей деятельности они образуют дополнительные пигменты красного, зеленого, желтого, голубого, коричневого, бурого или черного цветов.
1– современная осыпная морена, 2– древняя морена, 3– зандровая поляна, 4– трещины провалы, 5– выходы льда, покрытые снегом, 6– скальное окружения кара. Большими цифрами обозначены элементы строения описываемые в тексте
В далеком будущем в этом каре возникнет ледниковое озеро. Но это произойдет не скоро. Ледники умирают медленно, долго пряча свое дряхлое ледяное тело под покровом моренного материала (см. описание моренного покрывала, укрывающего погребенный лед глетчера ледника Перетолчина, а как умирают ледники, исчезая с поверхности Земли-матушки, мы рассмотрим далее при описании ледника Бабочка и более подробно в опубликованной статье (Коваленко, 2011, с. 58–60).
Ледник же Энтузиастов вступил в IV стадию формирования каменного глетчера, в погребенном теле которого в настоящее время образуются продольные трещины-промоины от теплых талых вод, текущих по его поверхности. Следствием этого процесса на поверхности морены имеются продольные удлиненные западины и провалы. Вероятно, подземный лед, хоть и медленно, но продолжает свое движение вниз по долине. Признаками этого движения на поверхности глетчера являются поперечные и диагональные трещины-провалы, несколько меньшего размера, чем продольные.
Трога, даже маленького, ледник Энтузиастов не сформировал, видимо от возник и развивался на неблагоприятном по экспозиции склоне хребта[1]. Эта догадка блестяще подтвердилась обнаружением на противоположном благоприятном склоне хребта еще одного нового ледника Бабочка с прекрасной, хоть и не такой большой троговой частью (см. далее).
Ледник Энтузиастов в период своего максимального развития был всего лишь каровым с небольшой шириной кара всего 200–300 м и больше походил на висячий, т. к. всю свою осыпную морену и лед он сбрасывал в нижележащую основную ледниковую долину руч. Озерного с высокого обрыва (рис. 14).
[1] В нашем районе благоприятными направлениями для развития каров с трогами являются румбы северные и восточные (Коваленко, 2013 №1-2)
1– водораздельные хребты, 2– обрывистые высокие стенки каров, 3– троги, 4– ледники
Кроме того, в строении ледников, находящихся на стадии каменного глетчера или чисто карового ледника (Перетолчина, Радде), не удается обнаружить их ригели. Последние, вероятно, скрыты под собственной массой погребенного льда и осыпной мореной. Они чаще всего угадываются в месте разделения карового льда на два языка или два ледяных прорыва свойственным всем горным ледникам. Ригель часто появляется после стаивания подземного льда, когда в каре появляется понижение заполненное водой ледникового озера, иногда такие понижения по различным причинам остаются сухими. Ближе к нижнему окончанию глетчерного поля ледника Энтузиастов на его поверхности (5) лежат огромные камни, скатившиеся с окружающих перигляциальных скал и сгруженные ледником, как конвейером, к нижнему краю ледника. Это еще одно доказательство существования в каре ледника Энтузиастов под осыпной мореной погребенного движущегося до настоящего времени льда. Такие же прекрасные гиганто-глыбовые части осыпной морены сформировались в свое время в нижних частях ледника Радде и п/л Древне-Северном и вероятно у других.
Ледник Бабочка
Еще один ледник был открыт нами буквально через несколько дней, после открытия ледника Энтузиастов, в соседней долине. Вот как это произошло:
«После подъема из основной долины р. Джаргалант-Гол в висячую долину ручья, по которому мы решили сходить в маршрут, сразу же обнаружили все признаки современного каменного глетчера, лежащего в небольшом троге: морена была с активными трещинами-западинами продольного, поперечного и диагонального типов с осыпающимися живыми бортами, на дне которых местами лежали снежники, струились ручьи, отмечался песок и существовали мелкие озера-лужи. Дальше и выше по долине еще интереснее. Трещины-западины превратились в трудно преодолимые трещины-рытвины с почти вертикальными стенками и льдом на дне. Величина остроугольных обломков осыпной морены увеличилась — все это признаки явного наличия под мореной движущегося погребенного льда.
В разгар маршрутной деятельности и предвкушения открытия нового ледника в 1620 начался серьезный ливень с градом, загнавший нас под полиэтиленовые плащи-накидки и под громадный камень, похожий на скалу. Так просидели под камнем на границе открытия в тумане до 1701, пока ливень не перешел в нормальный дождик.
Дальнейшее продвижение по маршруту привело вначале к обнаружению поперечной гряды из гигантских (более 5 м в поперечнике) остроугольных свежих глыб — признаков нижней части осыпной морены ледника с открытой поверхностью льда, а потом и открытию самой этой поверхности. Гиганто-глыбовые гряды осыпных морен могут образовываться только на ледниках с наличием пологих частей вблизи крутых скальных стенок в карах с пологим обширным дном, формирующихся перед ригелем. Такая поперечная гряда имеется на леднике Радде (рис. 15). Она была сформирована, вероятно, в период жизни ледника, когда он имел такую же субгоризонтальную часть, как наш новоиспеченный ледник Бабочка. Морена из огромных глыб формируется в активную стадию существования ледника, когда он перестает сбрасывать каменный моренный материал через ригель, и по его пологой поверхности огромные глыбы упавшие с крутых близлежащих скал медленно скатываются к ее подножию, сгруживаясь в поперечную гряду. Падение большого количества громадных глыб могло быть спровоцировано крупным землетрясением, результаты которого были зафиксированы природой таким интересным способом.
Открытая поверхность ледника в тумане показалась нам огромной, но ее замеры, произведенные уже в следующем году, составили 80х120 м (рис. 16). Поверхность льда ровная, в середине продольно выпуклая, пологая, уклон около 10–12°, с редкими обломками горных пород. Ригель не виден. Сброс льда и талой воды идет по двум направлениям типичным для горных ледников. Раздвоение ледового потока и современного водного потока талых вод происходит на расстоянии 100 м от верхнего края открытой части ледника» (рис. 17-18).
На открытой части ледника находились всего 20 мин, т. к. работать под дождем в густом тумане на незнакомой местности с активными трещинами и живыми неустойчивыми осыпающимися бортами опасно, поэтому нами было принято решение идти к палатке и обрадовать открытием дожидающуюся и еще ничего не знающую Ольгу Дроздову.
Возвращались под мелким дождиком в тумане, в котором далее 20 м ничего не видно. На лагерь прибыли в самый подходящий момент. К Ольге, находящейся в палатке, уже вплотную подошла паводковая вода (до края палатки оставалось всего 20 см). В срочном порядке переносим палатку со всем содержимым (без Ольги) на новое место, снимаем с себя всю промокшую одежду, переодеваемся во все сухое и наслаждаемся вкусным ужином из последней лапши с радостным обсуждением нашего открытия.
Обнаружение этих двух ледников с совершенно почти исчезнувшими открытыми частями льда, но с дополнительными ярко выраженными элементами строения — пологой частью и гиганто-глыбовой мореной и с учетом всей совокупности данных по всем известным ледникам нашего района, в том числе и каменным глетчерам — позволило составить окончательную картину эволюционного развития каровых ледников регрессионного типа и выделить пять стадий их развития или, вернее, умирания.
I — движущегося карово-трогового ледника.
II — прекратившего формировать трог, начало превращения в каменный глетчер. Стадия засыпания себя осыпной мореной. Признаки стадии наблюдаются в пределах кара и лишь изредка наблюдаются ниже ригеля. На этой стадии ледник имеет горизонтальную открытую часть ледника, которая способствует образованию поперечных или, как их часто неправильно называют конечных морен, что этимологически не верно. Конечные морены могут формироваться только на первой стадии, когда ледники имеют троговые части. На этой стадии ледник в геоморфологическом отношении можно подразделить на две части: открытого льда и погребенного под мореной подземного льда.
III — наступает, когда от ледника остается видимой только крутонаклонная часть прилепленная к стенке кара. Не путать с прилепленными к скалам висячими ледниками, которые в отличие от нашего случая, могут прекрасно существовать на первой и более ранних в том числе и прогрессивных стадиях существования горных ледников. В эту стадию, в отличие от второй, открытая часть ледника периодически при благоприятных погодных условиях то покрывается тонкой осыпной мореной, то освобождается от нее. На этой стадии ледник интенсивно отступает (стаивает) сверху. Пример, ледники Перетолчина, Радде, Южный и Пограничный.
IV — остаются или исчезают совсем редкие пятна льда на стенке кара. Слабонаклонное ложе кара занято каменным глетчером. На поверхности глетчера формируются горизонтальные площадки над линзами вытаявшего льда, возникают различного размера трещины-провалы, постепенно объединяющиеся в итоге в ледниковые озера.
V — окончательного стаивания погребенного льда ледника и превращения современного кара в палеокар с озером или без оного.
Каждая стадия сопровождается определенным набором гляциальных, флористических, ландшафтных признаков и хорошо отражается или диагностируется в современном рельефе.
Другие современные ледники, существовавшие совсем недавно
Об описанных в разное время различными исследователями других ледниках массива Мунку-Сардык известно крайне мало. Ледник, расположенный в верховьях реки Жохой совсем ушел под осыпную морену. Наши экспедиционные исследования, проведенные в 2006, 2010, 2011 и 2017 гг., подтвердили отсутствие ледника с открытой частью льда в истоках Жохоя. В одном из истоков Жохоя, что начинается из-под вершины Сибирской Дивизии, был обнаружен только цирк значительных размеров с признаками существования здесь ледника в недалеком прошлом (рис. 19). На леднике, названном нами Рыжим, под одноименным пиком Рыжий, что выше оз. Солярис, открытого льда нами было обнаружено совсем мало — небольшая полоска белого льда (30х10 м) наполовину укрытого снежником (рис. 20). Этот ледник, значащийся под № 29 в каталоге ледников СССР (Каталог ледников… 1973), впервые был исследован Е.В. Максимовым в 1963 году. Он описал его как полностью погребенный обломочным материалом ледник, площадью 0,3 км2 (Максимов, 1965)[1].
[1] Таких ледников на нашей территории мы можем выделить как минимум десять (Коваленко, 2011)
Ледник «ушел» под землю и перекрыт огромными глыбами. Размер его подземной части составляет 300–400 м вдоль скальной стенки кара и 100 м от стенки. Его осыпная морена впечатляет своей грандиозностью. Она почти полностью перекрывает гляциальные формы более древнего нижерасположенного палеоледника Древне-Рыжего (2820 м). Формирование такой сложной осыпной морены предопределилось деятельностью двух ледников, существовавших в этом цирке, а также из-за неблагоприятной для ледника его ориентировки на юг-юго-восток. Из-за этого инсоляция не давала возможности быстро формировать кара и троги и сдерживала их продвижение вглубь хребта. Количество рыхлого материала обеспечивали окружающие крутые высокие скалы.
Современные ледники массива Мунку-Сардык сокращаются, об этом свидетельствуют замеры нижнего открытого края ледника Радде в истоках реки Белый Иркут. В настоящее время язык этого ледника лежит на абсолютной высоте 2776 м, ледник отступил за столетний период на 23 м.
Каровые ледники массива Мунку-Сардык, представляющие последнюю фазу деградации оледенения, очень чувствительны к изменениям окружающей среды. На режим современных ледников в данном районе оказывает влияние планетарная циркуляция атмосферы западного переноса, но определяющим фактором является местная циркуляция из котловины оз. Хубсугул. В настоящее время современные климатические условия не способствуют развитию ледников в горном массиве Мунку-Сардык.
Литература
Дроздова О.В., Динамика ледников массива Мунку-Сардык (Восточный Саян) // Записки каф. географии ЕГФ ИГПУ, вып. 3.– 2007.– С. 43–52.
Каталог ледников СССР. – Т. 16. – Вып. 1, Ч. 3–5.– Вып. 2, Ч. 1. –Л.: Гидрометеоиздат, 1973.– 64 с.
Максимов Е.В. О ледниках массива Мунку-Сардык в Восточном Саяне // Известия ВГО.– 1965.–Т. 97, вып. 2.– С. 176–180.
Олюнин В.Н. Неотектоника и оледенение Восточного Саяна / В.Н. Олюнин.– М.: Наука, 1965.– 123 с.
Перетолчин С.П. Ледники хребта Мунку-Сардык / С.П. Перетолчин.– Томск, 1908.– 60 с.