Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Гляциальная геоморфология Буреинского нагорья

ВАК РФ 11.00.04, Геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации по теме "Гляциальная геоморфология Буреинского нагорья"

Государственный Комитет Российской Федерации

по высшену образованию дальневосточный государственный университет Геофизический Факультет

На правах рукописи

УДК 551. 4

САЗЫКИН АНДРЕИ КИХАИ/ЮВИЧ

Г/ШИАЛЬНАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ БУРЕИНСКОГО НАГОРЬЯ 1.00.04 - геонорфология и эволюпионнзя география

АВТОР диссертации из степени кандидата

Е Ф Е Р А Т соискание ученой географических наук

I

Владивосток - 1994

Работа выполнена на каФедре физической географш завершающей этапе на кафедре географии стран АТР Дальн« иого государственного университета.

Научный руководитель - кандидат географических нал

додент О. К. Ивашинников

Официальные оппоненты: доктор географических наук,

профессор А. И. Короткий

кандидат географических нал А. Н. нахинов

Ведушая организация - Амурский комплексный научно-вательский институт ДВО РАН (г.клаговешоиск).

Зашита состоится 26 Февраля 1994 г. в 10 часов на нии специализированного совета к 200. 24. Ш по присужде ной степени кандидата географических наук при Тихоокеан статуте географии ДВО РАН по адресу: 690041. Влад ул. Радио. 7.

С диссертацией нохно ознакомиться Тихоокеанского института геоггаФии

АвтореФереат разослан™£ января 1994 г

и,

г. п. с

в

ОШИЛЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАРОТН

АКТУАЛЬНОСТЬ ТЕМЫ. Проблена четвертичного оледенения оста-тся одной из сложнейших и дискуссионных в геоморфологии и па-эогеограФии. С данными вопросами приходится сталкиваться при жске россыпных месторождений полезных ископаемых, строитель-гве дорог, горнодобывающих предприятий и других сооружений "в те распространения гляпизльного и перигляпиального рельефа.

ЦЕЛИ К ЗАДАЧИ ИСС/ШДОВАНИЯ. Основной иельо работы является мплсксиоо изучение морфологии и отложении дрезнеледкиковой рФоскульптуры и связанных с ней образований, выявление рактера древнего оледенения. С этан сопряжено решение идущих задач:

1. Анализ Факторов горного оледенения;

г. Выявление диагностирующих признаков ледниковых и «доледниковых форм рельефа и отложений;

3. НорФологическиЯ и морфометрический анализ ледникового

ьеФа

4. определение масштабов, кратности, возраста и характера зних оледенения;

научная новизна, в работе на основе анализа гляниального .ефа к е?>сг«д;<ой обстановки рассмотрены Ычетеертично-деденения. даио детальное описание ледниковой чорФоскуль-ы и впервые для Вуреинского нагорья выделены различные типы доледникового релье+а. Определены масштабы четвертичного енения и допаивается преувеличение его прелдауппши иссле-геяями (Чоме7сов.1961). Составлены схемы и выявлена особен-•( древнего оледенения различии* районов В/рениского нагорья, пинается дцухкратлость и еергнечетвсртич'шй возраст оледе-ь Произведена оценка высоты современной снеговой линии и ¡ковых эпох.

ПРАКТИЧЕСКАЯ ЦЕННОСТЬ РАбОТН. Положения и вывод?;, сояержа-в работе могут найти применение в геологосъемочных и пои-х работах объединениях "Дальгеология" и "Амурзолото". при т ряда задач связанных с проектированием и строительством горнодобывающих предприятий и друтих сооружений, катери-:иользованы при геобочанических и лашшаФтных исследованиях юдоразделышх районах хребтов ям-Алинь и Бадхальский (СПИ

н и двгу) и в УЧебНОМ ттлпл-— —

АПРОВЛЦИЯ РАБОТЫ. Результаты исследований по тенс л таиии докладывались на научных конференциях проФессорско-давательского состава ДВГУ (1983-1991). на й-10 конферени лодых географов Сибкри и Дальнего Востока (Иркутск. 1981. 1967).на научном семинаре лаборатории палеогеографии ИГУ на конференции "Арсеньевские чтения" (Уссурийск, 1992).

ПУБЛИКАЦИИ. По теме диссертации опубликовано 16 ра той числе одна депонированная монография.

ОБЪЕМ РАБОТЫ. Диссертация состоит из введения, тести и заключения, изложенных на 195 страницах машинописного т Включает также 33 рисунка. 11 таблиц. Список используемой ратуры содержит 242 наименования, в том числе 28 на иност языках

Изучение гляпиального рельефа Куреинского нагорья ПР1 лось авторон в 1980-1992 гг. Конплекс полегшх работ включ; шрутные исследования, картирование гляпиального рельефа и хоний, проведение ландшаФтных работ, лабораторной обр; (гранулометрическому, шлиховому, диатомовому и палинологи« му анализам) было подвергнуто 78 образцов рыхлых отлохенш роко использовались картометрические методы.

Автор выражает благодарность за научное руково; научные консультации, советы, проведение анализов и техни* помошь к. г. н. ю. К. Ивашишшкову. д. г. н. /I. Н. Ивановскому. I Ю. А. Никишину, к. г. н. В. Н. Канишеву, к. г. н. Е. н. Рябинину. Т. шинниковой.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ 1.Состояние вопроса и методика исследования

Многие вопросы четвертичного оледенения пга Дальнего У ка остаются дискуссионными. Это объясняется малой изученн и труднодоступностью районов горного оледенения, белностыс удовлетворительной сохранностью органических остатков в ле вых и сопутствующих отложениях, разрушением гляцизльных рельеФа современными геоморфологическими процессами, недос ной разработанностью диагностики ледникового рельефа и от ний. Четвертичное оледенение Буреинского нагорья изучали ю меков. В. В. Никольская. В. К. Шевченко. В. и. Готванский и др. лична опенка количества .ледниковых эпох, их возраста, харл

и напшт.чб.1 ололенпния. Наиболее детальные исслелоиании провел ю.Ф. Чемекои, который выделил на юге Дальнего (юстока ч оледенения (кнраиское, ямалинское, муниканское и селитканекое!. синхронные ледниковым эпохам Сибири, иневшие горно-лолинный и местами даже покровный характер. Однако п настояшее время нее более утверждается мнение о позднеплейстоиеновом возрасте и двухкратное™ оледенения Буреинского нагорья, которое охватило лишь привершинный пояс имея горно-долинный и каровый характер.

Сомнительным является также представления о широкомасштабное™ и многократности четвертичного оледенения Сахалина. Это подтверждается данными по Японии, где в последнее время утвердилось мнение о небольших размерах оледенения только в наиболее высоких горах, синхронных раннену и позднему вюрну. Представления о широком распространении ледников в Восточном Китае вплоть до равнинных территорий, доминирующие в течении 70 лет с работ Ли сы-гуана (1952). начинает уступать мнению о их локальности.

Труднодоступность и слабая изученность районов горного оледенения, бедность органических остатков, обширность рассматриваемой территории обусловило необходимость применения комплекса методов для изучения поставленных вопросов. Широко использовались общие (традиционные) методы научных географических исследований: сравнительно-географический и исторический. Недостаток аналитических методов компенсировался широким применением другого традиционного метода - картографического. Для территории Бу-реинского нагорья проанализированы данные об ориентировке и высотном уровне всех каров. Диагностика ледниковых и псевдоледниковых образований основывалась на совокупности геоморфологических, палеогеографических, ландшафтных, геоботанических и диалогических методов. Основным метопом в гляпиальной геоморфологии остается морфологический. Для определения причин заложения карой и выявлении речных перехватов использовались частные методы структурно-геоморфологического анализа.

2. Основные особенности природных условий юга дальнего Востока и Факторы четвертичного оледенения

Окраиноазиатское положение исследуемого региона обуславливает наличие отчетливых черт нуссонности, что вызывает сезонные особенности термического и ветрового режима, годового хода оса-

-6-

дков. Зиной типична сухая холодная погода, зависящая от возду ных насс сибирского антициклона. Летом морские воздушные мае обуславливают умеренно влажную погоду. Из ?оо-)гоо мм голос осадков в горах твердые составляют fi-JO/.. Среднегодовые темп ратурц в npr.iii'PomiiHOM поясе гор составляют от -6. о" до -14, о°п температурном нертккальнон градиенте 0, 5-1.0е на каждые 100 (среднее о, f."). Ротговой рехим зависит от пиклснической сие воздушных идее и орогрлФии региона. Р зимнее время резко прро ладают ссяеро-злячдные, летом - юго-восточны* ветры.

Из клим/14*. сонорной к восточной частей Вуреинского нэгор сильное влияихе зчвлет Охотское море. Нормирующийся ?nei охотоиорехий эитивихлон обуславливает образование местного ло< са х'.-ясла, отклоняет перенос паладиых вопдутпннз *зсс сибирско1 антициклона ч способствует проникновения яп.ахннх воздушных м; в npeuoiiu материковой части Юного Приояотья. Последнее яр! проявляете» в меридиональном перямепеким воздушных насс по am: ро-Тугурскому "коридору", это сильно скатывается на высоте нил ней границы хионослеры, вычисленной методом экстраполяции срei ней продслхнтммгости устойчивого снехного покрова. Если дi центральной части Бгреинского нагорья она составляет 3400-380С то яа сглонля гор, обрашенных к Охотскому морю - гооо-геоо м.

Основные особенности госркулядии воздушных насс безусловн сохранялись в ¡голодный эпохи плейстоцена. Охотокорское влияни на территории дол.-пю было уменьшаться в связи со значительны отступанием Серегозой ликнх в результате регрессии и усиление антидикяозагьисй деятельности сибирского максимума. Основное и менеяие клкхятической обстановки состояло в значительном пони жении темг^рзтуры Прогрессирующее похолодание в плейстопене проявляешься чегег климатические флуктуашт .^яилось основны Фактором лоплпркия оледенения в позднем плейстоцене. Понижени температ/ры периода оледенений опенивартся на юге Дальнего Вое тока п f, -о' Повышенной континентальностью климата в конце позд него нлойстопона объясняются неньиие разнеры оледенения по сра: неиш: с началом позднего плейстопена.

Другой основной Фактор, обусловивший появление оледенент в иозянйм злрйстояеие. с?язан с тектоническим воздынанием. благодаря которому горы достигли высоты снеговой линии холодны: эпох. Лмшштудз. поднятия горкну, районов юга Дальнего Восток; за плейстоцен оценивается в 200-500 м при средней ckopoctj

-70,5-1.5 мм/год. Тектоническое воздымание в позднем плейстоцен голоцене составляет 50-100 м.

в своей большинстве горы ora Дальнего Востока имеют насси но-глыбовые очертания с уплошенкыми и округловершинными водора делами. Аяьпинотишшй облик хребта приобретают в пределах разв тия горно-долинного оледенения (Баджальский. Тайканский. Эзоп Увеличение расчлененности рельефа привершинной части гор в поз, нем плейстоцене при первом оледенении изменило условия снегона копления в период второго: цирки явились ловушками-снегонакопи теляни, Формируя вложенные и ступенчатое кары: увеличилось различие в поступлении солнечной радиации на склонах разной экспозиции. Районы с уплошенкыми вершинными поверхностями (Буреин-ский, Эткиль-Янкан. Ям-алинь. Дуссе-Алинь, Меванджа) характери-эуютея снижением высоты снеговой линии, увеличением количества нивальных Форм рельефа и усилением роли метелевого переноса.

Высокогорье юга Дальнего Востока отличается максимальной активностью геоморфологических процессов, которая в ледниковые периоды возрастала eme сильнее при значительно большем пло шадном распространении в пределах гляпиальной и перигляниаяьной зон. В послеледниковый период максимальная активность приходилась на криогенные и аккумулятивно-эрозионные процессы.

Комплекс современных и прошлых геоморфологических процессов в кахпой конкретной ситуации приводит к разрушению или подновлению экзарапионных Форм, разрушению моренных и Флюаиоглячи-альных отложений. Формированию скульптурных и аккумулятивных псевдоледниковых образований. Все это создает очень сложную картину, интерпретация которой вызывает многочисленные дискуссии.

3. Морфология и распространение каров Вуреинского нагорья

Наиболее типичная Форма ледникового рельеФа - кары, морфология которых разнообразна, определяется их возрастом, характером оледенения, морфологией и высотой вершинной поверхности, направленностью и активностью послеледниковых геоморфологических процессов, литологией, контролируюшей деятельностью дизъюнктивных нарушений и другими факторами.

Ледниковые кары имеют как правило хорошую сохранность и их интерпретация не вызывает существенных трудностей. Это крупные чашеобразные формы реяьеФа размером 0,5-1.5 км с высотой стенок

-е-

гоо-еоо н. дниша каров обычно заполнено кореноя и склоновыми отложениями. Вогнутые дниша с озерани встречаются чаше в более холодной и гунидной северной и северо-восточной части Нуреинского нагорья. Кары северной экспозиции нередко подновляется нивапией.

Хухе морфологическая выраженность каров юхной экспозиции, склоны которых сильно выположены, Связано это с меньшими размерами оледенения и более активными склоновыми процессами медленного перемещения материала. В. северной- части Нуреинского нагорья. особенно в Тайханскон хребте встречаются крупные цирки южной экспозиции, не инеюших плоского дниша. ригеля и каровой морены. Возможно это связано с быстрым развитием ледников и цирки не успевали выработаться. Разрушению цирков способствует глубинная эрозия, отличашаяся из-за близости к Охотскому морю высокой активность». Плохую морфологическую выраженность имеют кары выработанные в осадочных породах. В целом кары плохой сохранности или иорФологической выраженности составляют 10-15'/: от обшего количества.

За сильно разрушенные кары принимаются широкие водосборные воронки верховьев рек. в Формировании которых в действительности принимали участие склоновые^процессы в зоне отсутствия линейной эрозии и нивадия. Отнесение в. ф. Ченеколын (1961) данных Форм рельефа к ледниковын привело к значительному преувеличению размеров древнего оледенения и ошибкам в определении снеговой линии. Кроме того все кары ин отнесены к последнему позднечет-вертичному оледенению, когда подавлявшая их часть сформирована в первой половине позднего плейстоцена при первом оледенении.

Кроме ледниковых цирков широкое распространение инеют нивальные и низально-ледниковые кары, сформированные обычно при втором оледенении. Нивальные ниши расположены преимущественно в в горных районах с вдположенными вершинными поверхностями.

В размещении и морфологии каров немаловажное значение инеют структурно-геологические и литологкческие особенности местности: разрывные нарушения« кольцевые и блоковые структуры, сейсмичность, денудационная устойчивость пород, их трешиноватость и вы-ветрелость. При этом роль геологического Фактора на разных стадиях эволюции каров различна. Первичная аккумуляция снега и зарождение нивальных и затен ледниковых Форм происходит по понижениям рельефа, приуроченным к геологически неоднородным участкан склонов, зонам пониженной денудационной устойчивости, зачастую

связанных с разрывными нарушениями. Очень часто наблюдается соответствие стенок каров тектоническим разломам, а днота иногда контролируются грабеноподобными и сдвиговыми структурами, при пересечении дизъюнктивов может сформироваться закручивавшийся цирк, а в зоне параллельных водоразделу развиваются короткие широкие цирки. Ступенчатые кары также привязаны к тектоническим нарушениям. Часто располохение ледниковых цирков контролируются норфоструктураки центрального типа, что особенно хорошо заметно в Бадхальском хребте, в послеледниковое время разрушение цирков более активно протекает по зонам тектонических нарушений. Наибольшее влияние геологического Фактора сказывается в тон. что в районах развития пород изверженного и метаморфического тала кары выражены четче, размеры больше, чем в сланяах. песчаниках и других осадочных породах. В Буреннском нагорье примерно 60* каров расположено в интрузивных и эффузивных породах. ЗОХ - оса-дочно-вулкаиических и 10* в осадочных. В хр. Эзоп наибольшая плотность пирков приходится на меловые эффузивные (0.48 ед/кв. км) я интрузивные породы (0.43). меньше на осадочные (0.37). которые отличаются еше и очень малыми разнерамн (Рябинин. Сазыкин. 1993).

Для реконструкции палеогеографической обстановки ледникового периода проанализировано высотное положение и ориентировка каров по странам света. Были изучены все 2206 каров юга Российского Дальнего Востока. Основная закономерность расположения каров - преобладание северной экспозиции (15-56*. среднее 22.3). а с учетом смежных румбов составляет 47-77И (среднее 55X). Особенно сильно влияние различий поступления солнечной радиации противоположных склонов характерно для субширотных хребтов (Баджаль-скнй. Эзоп. Эткиль-Янкан и др. ). маловысотных (Турана. Эткиль-Янкан) и для хребтов восточного Фланга Буреинского нагорья где преобладает меридиональный перенос воздушных масс (Тыльский. Не-ванджа. Эткиль-Янкан). Наименьшее значение каров северной ориентировки характерно для более высоких и северных хребтов.

Повышенное количество каров южной ориентировки возможны только в условиях интенсивного нетелевого переноса северными ветрами, что имеет место главный образом в хребтах восточной части Буреинского нагорья (11-22%).

Муссонная циркуляция атмосферы обуславливает асимметричные розы-диагранмы ориентировки каров Буреинского нагорья с преобладанием восточной экспозиции над западной, исключением являют-

-юн

ся некоторые районы западной части Буреинского нагорья, вдоль Фланга которого прорываются охотонорские воздушные массы. Влияние метелевого переноса снижается по мере увеличения высоты и расчлененности водоразделов.

Сильно отличаются розы-диагранны ориентировки каров первого и второго оледенений. Изонетркчность роз-диаграни ориентировки каров позднего верна связана с неблагоприятными условиями их развития и повышением роди метелевого переноса в условиях более сухого климата и на верхнем пределе оледенения.

Норфология и норфонетрия каров Буреинского нагорья отражает их высотную двухъярусноеть и двухступенчатость, что ны свя-зываен с двухкратностыэ вюрнского оледенения. Кары Буреинского нагорья имеют разброс высотного расположения от 1000 до 1900 м, хотя крайние значения очень редки. В пределах одного хребта и зкспозшши анпдитуда их высот составляет до гоо. реже 300 к. а разнила в гипсометрии соседних каров редко достигает 100 м. Увеличение разброса каров происходит в основной на подветрен-шх склонах.

Ложно выделить следующие Факторы, обуславливающие высотное расположение каров. 1. Ориентировка каров: кары южной экспози-ом в средней на 100 и ниже северных, г. Высота вершинной по-гсрхноста: повышение уровня каров с высотой местности связано, ю-первых, с- увеличением континентальности клината, во-вторых,' тектоническим поднятием и, в-третьих, с более высоким положе-иен доледниковых впадин, ставших ловушками для накопления сне-а. 3. Гукидность климата: районы испытывавшие влияние моря арактеризуются низким положением ледниковых Форм рельефа (хр. ыльский и др.ь малой положительной разностью оледенения и по-ышенным разбросом гипсометрии отдельных каров. 4. Широта мест-ости. Снижение высотного расположения каров с юга на север яв-яется естественный следствием выхолаживания климата, однако в сдовиях Буреинского нагорья данный Фактор прослеживается с тру-он из-за небольших разнеров нагорья и большей значимости дру-их воздействий. 5. Характер вершинной поверхности. Округлые пи плоские очертания вершин благоприятствуют метелевоку пере-5су и вызывают снижение уровня и повышение разброса гипсометрии аров, их образовании при малой положительной разности оледене-чя. б. ветровая экспозиция. Подветренные (преимущественно юго-сточные) склоны характеризуются больший разбросом высотного

-11-1

расположения каров. особенно в низкогорных районах. 7. Нестный орографический рисунок, вызывающий особенности освещения склонов и направления горно-долинных ветров. 8. Расчлененность рельефа, что влияет на метелевый и лавинный перенос снега и расположение доледниковых ниш.

4. троговые долины, морены и водно-ледниковые образования

Морфологическое разнообразие троговых и речных долин и трудности диагностики коренных и псевдоледниковых отложений вызывает проблемы в определении размеров древнего оледенения. Осложняет диагностику ледниковых долин сильная послеледниковая пре-парировка, выполахиваюшая склоны. Плохо выражены в горах Буре-инского нагорья плечи трогов. В малых ледниковых долинах, преобладающих в регионе, они отсутствуют или слабо выражены пере-: гибок склонов, Фиксирующих предел зоны экзарапии. В крупных троговых долинах (реки Тором, Иуникая. Тонун и др. ) встречаются площадки, которые ножно рассматривать как плечи трогов. В истоках р. Торон и его притоков хорошо прослеживается перегиб склона и нередко узкие сильноразрутпенные террасовидные поверхности на высоте 150-200, н над днишем. что указывает на мощность палеолед-иика. В долинах р. Лев. Куникан (Тайканский хр. ) высота и расположение плеч трогов обусловлены структурно-геологическин строением. Ледниковые долины с пологими склонами имеют на плечах.трогов слабоношные норенные отложения, прослеживаемые до конечной морены, (р. ср. Хейвата). Наличие вложенных трогов в хребтах Буре-инского нагорья не подтверждается.

Протяженность троговых долин значительно увеличивается с юга на север, что связано в основном с влиянием Охотского нсря нежели с широтой местности, в Баджальскон хребте их длина всего 5-7 км, Буреинском 7-8 км, в хр. Эзоп 9-11 км, в Ян-Алине 10-15 кн. в хребтах Тайканском и Бюко 12-га км (р. Тором) . Ледниковый генезис р. Муяикан на протяжении 45 кн вызывает соннения.

Типичной ледниковой форной рельефа являются висячие троговые долины. В южной части Буреинского нагорья их образование :вязано с разрастанием каров в условиях высокого положения снеговой линии и встречаются редко. Висячие долины северной части расположены при выходе боковых троговых долин в магистральную и гипкчда в хребтах Тайканский. Тыльский, Ян-Алинь. Бюко, Эзоп,

-12-1

Дуссе-Адинь. Высота приустьевых уступов составляет от первы; десятков до 200 м. что отражает ношность древнего ледника. В о-дельных случаях дниша висячей троговой долины согласуются с гш чон трога магистральной долины.

Продольный профиль троговых долин обычно ступенчатый, чтс хорошо выражено в северной части, где дниша ледниковых долин нг значительном протяжении лишены моренных отложений, и связано с особенностями динамики ледников» в частности с акдентрированиек неровностей первичного рельефа. Здесь типичны озера, водопады. В южной части нагорья многие троговые долины характеризуется от сутствиен в морфологии видимых следов древнего оледенения за ,ис ключениен моренных отложений.

В Формировании ледниковых трогов немаловажное значение имеет геологический Фактор. Как и речные, троговые долины обычно приурочены к структурным элементам (разломан, грабенам и др. ). Ступенчатость продольного профиля трога вызвана также тек тоническими нарушениями и различиями в литологическон строении. Троговые долины (как и кары), расположенные в области распространения пород осадочного комплекса не инеют характерных черт трога: склоны выположены. плечи трогов не выражены, продольный профиль плавный. При выходе троговых долин из области распространения магматических пород к осадочному комплексу образуются уступы высотою до 100 м (р. Вургала. тайканский хр.) с дальней-"шин выполаживанием продольного профиля.

Литология и структура территории имеют огромное значение в образовании плечей трогов и псевдоледниковых ступеней, в хребтах Тайканском и Бюко, где отмечается переслаивание вулканогенных толш с различной денудационной устойчивостью отдельных слоев, образовались пологонаклонные поверхности различного генезиса: плоские вершины, седловины, плечи трога, структурные ступени.

Состав норенных отложений также имеет связь со структурными и диалогическими особенностями нестност От частота и взаиморасположения трешин и других плоскостей ослабления зависит Форна и размета отторгаемых обломков, вовлекаемых в морену.

Литологический состав морен сильно варьирует. Валунно-глыбовый материал составляет 30-70Х. размеры глыб достигают 1-5 м, уменьшаясь по мере дальности переноса ледником, в большинстве случаев моревы характеризуются повышенным содержанием алеврита (ледниковой муки), что обуславливает цементирование отложений.

К северу нореиный заполнитель становится грубее, что обусловлено увеличением дальности переноса материала ледником, перемывом морен при отступании ледника, местами распространением кварцевых порфиров, гранит-порФиров. кварцитов, кремней, грубозернистых песчаников. Соответсвенно в северных районах плотность морен нередко значительно ниже. Внешний облик морен от "классического" белесого до буровато-серого (выветрелого) цвета, иногда красновато-бурого от пенентируххиих гидроокислов железа (морена долины р. Сзги - хр. Ям-Алинь).

Наиболее хорошо выражены морены а южной части Буреинского нагорья, где в истоках они часто имеют глетчеровидный облик. Конечные норены преимущественно представляют собой поперечные • валы и как правило имеют хорошую сохранность. Боковые корены выражены плохо, т. к. при коротких ледниковых долинах не успевали накопиться и разрушались маргинальными каналами и послеледниковым' врезон,

в северной части Буреинского нагорья пирки и верховья троговых долин часто имеют налоношный чехол коренных отложений, иного крупных каровых и троговых озер. Конечные морены обычно массивные, в отдельных случаях преобразовывались каменными глетчерами (долина р, Бургаяа - Тайканский хр. ). нередк«/ подпру-живают крупные озера. В большинстве долин конечный морены хорошо сохранились. Широкое распространение имеют боковые морены, частично размытые и перекрытые другими отложениями. Донная корена, как правило, разрушена.

Абсолютные высоты основания конечных морен отражает' обшие закономерности распространения древних ледников и изменяются от 700-800 н в долинах обращенных к Охотскону морю до U00-1300 м в центральных и южных частях Буреинского нагорья.

Водно-ледниковые отложения на юге Буреинского нагорья рас-, простраяены ограниченно. Часто сочленение морены с водно-ледни-ковыни поверхностями разрушено эрозией и наледями иди перекрыто другими отложениями (склоновыми, каненноглетчерныни, селевыни и др.). На северо-западе нагорья в долинах рек бассейна /мура но-ренан раннего вюрма соотвествуют водно-ледниковые террасы высотою 8-12 м. а позднего вюрма 4-6 м. В долинах рек. текущих, к Экотскоку морю, высота террас значительно больше и. зависит от особенностей развития конкретного бассейна. Для малых Форм оле-аенения характерны водно-ледниковые конусы выноса. Образования

тепа озов встречается редко (хр.Эткиль-яякан), зандровые равни ны отсутствуют в связи с горным характером оледенения.

5. Псевдоледниковыё образования

Динамичность геоморфологических процессов горных района создает многочисленные Формы рельефа имеющие морфологическое сходство с моренами. Генетическая интерпретация осложняется ли-тодогкческин сходством отложений.

Ырокое распространение в привершинном поясе гор имеют каменные глетчеры, впервые описанные нами для Буреинского нагорья я ранее всегда относимые к норенан. Выделяется два типа: при-екдоновые и долинные. Присклоновые каменные глетчеры представляют собой террасовидные поверхности шириною десятки метров с крутым фронтальным уступон высотою 5-20 н. расположенных у крутых. обычно обвально-осыпных склонов. Современные Формы располагаются, как правило, в пределах древнеледкиковой зоны, древние нередко значительно ниже троговых участков долин. При нескольких генерациях движения каменных глетчеров образуется лест нила из 2-3 ступеней.

Преобразование норен каровых и карово-висячих ледников в каменные глетчеры долинного типа достаточно распространенное явление. В хребтах от Баджальского до Ям-Алиня такие каменные глетчеры имеют характерную языкообразвую Форму и Флюидальную структуру поверхности. Реже встречаются крупные долинные каменные глетчеры, выползающие в магистральные долины и перегораживающие их. Такой каменный глетчер выявлен в долине правого притока р. Герби (Баджальский хр. ). Поверхность каменного глетчера валунно-глыбовая с многочисленными валами и рвами. Ранее он интерпретировался как морена или сейсмогравиташюнная струтурэ. в отличии от морен данное образование не пропилено эрозией, что свидетельствует, во-первых, о его молодости, во-вторых наличии дренирования вод под телом каненного глетчера.

Появившиеся в последние годы сведения о палеосейсногравита-пиошгых структурах в Нуреинскон нагорье указывает на вероятность в-9 балльных землетрясений. Несмотря на многочисленность публикаций по палеосейсмогравитааионной струтуре Онот в Еадхальском хребте, геологи продолжают относить данное образование к конечной морене. Наличие стенки отрыва блока отторжения, поверхности

гкольжения, следов как минмум двух генерапий сейсмообвалов и гризнаков многочисленных мелких сейсмодислокапий в данной районе однозначно указывает на генезис образования неснотря на нор-ологическое и литологическое сходство с мореной.

При резкорасчлененном рельефе даже небольшие землетрясения ызывают многочисленные обвалы и оползни, Формируя вдоль кругах клонов холмисто-грядовые нагромождения, например, вблизи оз. Су-ук (Буреинский хр. ). Само озеро в отличии от общепринятого нне-ия имеет тектоническое (или сейсмотектоническое) происхождение, оответствуя грабековой структуре, с востока оно подпружено ко-еиным блоком, частично перекрытым коллювиен, а не мореной.

Псевдоаедниковый рельеф нередко создам* лавины и осыпи, эшные нагромождения грубообломочного материала у подножия ?утых склонов образованные обвалами, лавинами и осыпями часто дотягиваются на значительные расстояния. Неравномерное и неод-

I

?врененное действие этих процессов и явлений приводит к Форни->ванию сложной топографической поверхности таких шлейфов, оспенных валами, грядами, западинами, что придает им норенопо->бный облик. Часто они в дальнейшей трансформируются в камен-!й глетчер. Склоновые гравитапионные провесы в холодные эпохи :ейстопена активизировались, поэтому древние коллювиальиые ейФы нередко располагаются у ныне залесенных склонов.

В широких речных долинах и в предгорьях Формируются дедю-ально-продювиааьные шлейфы. СолиФлюкпия, термокарст, пучение, авитапионные и другие процессы создают мореноподобность тоио-афической поверхности шлейфов. Отнесение пролювиально-деяюви-ышх шлейфов к моренам приводит к наиболее крупный ошиб'сам в ределении масштабов оледенений, принером чего служат дискус-я по территории Верхне-Эейской депрессии и Восточного Китая.

Аллювиально-пролювиальные отложения часто сложно отличить Флювио-глядизльных или даже моренных образований. Наиболее жчная ошибка связана с отнесением к моренам селевых отложе-1. следы прохождения селей многочисленны в горной узле хреб-з Ям-Алинь, Тайканский, Бюко в верховьях рек текущих к Охоте-(у морю. Сели преимущественно водокаменные и вододревеснока-гные с переодичностью схода 3-5 лет. Селеподобные осадки Фор-•уют также катастрофические ливневые сходы воды. В послелед-:овое время при отступании ледника и стаивании снежного пока седевые процессы были более активны. В частности проблема-

тичнын является ледниковый генезис мошных аккумулятивных < зований в долине р. Тором при выходе на равнину (хр. Бюко) долине р. Иуникая в устье р.Коврихка-Накит (хр. Ям-Алинь).

СолиФлюкшгоняые процессы формирует шлейфы и языкообрг Формы рельефа, выступающие из зрозионно-нивальных цирков и тальвехных долин, иирокое проявление солиФлюкдии в конпе е связано с климатическин потеплением, а в хребтах с мягкими нами вершинных поверхностей обусловлено активной нивацией с разованием большого количества нивального мелкозема, способ шего солиФлюкдии. По мнению П. П. Пармузина в холодных гуми областях (южное Приохотье) в результате внутригрунтовой ми шш вешества за 300-2500 лет нохет возникнуть озерно-запади и грядово-холнистый рельеф мореноподобного типа. Мерзлотные цессы и в первую очередь термокарст» моделируя поверхность . нулятивного рельефа создают псевдоморенные Формы, особенно < но процесс протекает на отложениях с высоким содержанием гл! тых частей и отмечается на шлейфах, высоких речных террасах, нусах выноса, плоских перевалах и вершинах, моренах.

Выявление многочисленных речных перестроек в -привертит поясе гор показало, что только единичные из них обусловлены ятельностью ледников, а в большинстве случаев, наоборот, реч перехваты привели к Формированию псевдоледниковых образован Так широкие и низкорасполохенные перевалы, особенно многочис ные в хр. Ям-Алинь, образованы не за счет разрушения стенок л яиковых цирков, а являются Фрагментами древних речных долин, рехваченных более активными в эрозионном отношении реками в точного макроекпона Буреинского нагорья. Верхов1ья рек западн макросклона нередко заполнены образованиями мореноподобного . лика в связи с малой транспортирующей способностью водных по-ков, истоки которых были перехвачены.

Сложное строение имеют долины рек-перехватчиков, т. к. р< кое изменение расхода воды приводит к усилению как глубиш эрозии с Формированием цокольных террас, так и транспортируй способности рек и сходу селей, многочисленные этапы врезани; аккумуляции, вызванные речными перестройками, тектоникой и юг натичееккии оспилляпиями. создают в долинах ступенчатые Фор» интерпретируемые нередко без учета истории развития, такие ак кулятивные и цокольные террасы относят к водно-леднюсовым тер сам. боковым моренам, плечам трога, крупный речной перехват

изовьях р. Муликан привоя к образованию выше по течению цоколь-ых и аккумулятивных террас, создающих псевдоноренный и псевдо-роговый рельеф. Иореноподобное образование напротив устья реки овркжкз-Накит, на наш взгляд, является дельтой реки прэ-Кун.

Таким образом, для интерпретации и анализа ледникового гльефа необходин комплексный географический подход, выявляющий :ю динамику рельефа. Особенности геоморфологической истории >рного района часто приводит к Формированию различных псевдо-•дниковых Форм рельефа и отложений.

б. Проблемы гляпиальной геоморфологии юга Дальнего Востока

При отсутствии органических остатков в ледниковых и сопут-вуюших им отложениях основными критериями кратности оледене-я являются ступенчатые кары и конечные морены. Иирокое распро-ранение двухступенчатых каров указывает на существование двух дниковых эпох, в большинстве случаев верхние кары врезаны в енки нижних, возвышаясь над их днишами на 40-300 и. Разнеры хнего пирка 1.0-1,5 ки, верхнего редко более 0,5 км. Встреча-:я вложенные кары. В пелом морфология двухступенчатых и вло-гаых каров указывает на двухкратность оледенения при более вы-<ом положении нижней границы хионосФеры в позднем вюрнё.

Наличие двух моренных комплексов в хребтах Буреинского на->ья подтверждает двухкратность оледенения региона. Корена по-[евюрмского оледенения залегает небольшим чехлон в пределах миковых цирков, выступая в долину на 0-1 кн на юге Буреин-го хребта и 3-5 кн в северной части. Конечные морены серпо-ного типа выражены плохо.

Моренный комплес раннего вюрна имеет значительно большее пространение, мощность гляциальных отложений достигает 60-100м. юге Вурекнского нагорья преобладают норены серповидного типа, еверной части холмисто-западинная поверхность имеет протяжен-ть нередко несколько километров. В большинстве троговых долин ечные морены хорошо выражены, что позволяет достаточно надеж-эпределять границы оледенения.

Возраст четвертичных оледенений юга Дальнего Востока уста-швается по сохранности ледникового рельефа, сопряжению реч-террас и корреляпии с палеогеографическими событияни на рав-IX региона по палинологическим данным и оценивается как вег-х-

неплейстопеновый с двумя самостоятельными ледниковыми «Зщ. Q¿). определение возраста по парагенетическин komi "конечная морена - терраса" затруднено т. к. сочленение ч; рекрыто другими отложениями или разрушено наледными и эрс ми процессами. Кроме того недостаточно изучен в регионе речных террас, количество и высоты которых сильно отдичак района к району. Возраст морен Буреинского нагорья авалю пока не подтвержден из-за отсутствия органики. Данные с и своры и пыльпы теплолюбивых растений в моренах по материз "Дальгеология" обусловлены неправильной диагностикой отло а не переотложением ледником аллювия.

Одним из наиболее дискуссионных вопросов гляциальной морфологии является соотношение высотного положения днюп и снеговой линии, что обусловлено с одной стороны неодноз ностью понятия "снеговая линия" и несогласием ряда авторо ложением о заложении каров примерно на уровне снеговой лm

Обычно среднее из высот отметок дниш капов принима) приближенное положение снеговой линии во время ледниковой в целом. Выборка наиболее надежных каров ("устойчивых", с ми) показывает, что высота снеговой линии располагается ш во па 50-100 у. выше средневзвешенных значений всех каров. ность определения высота.снеговой линии по питан каров пг гумидных районах. В целом, однако, при низкой палинологии изученности района геоморфологические критерии опенки сне линии являются более надежными (табл. 1).

Очень низкое положение нижней границы хионосферьг жара но для южного Приохотья, а также всего восточного фланга инского нагорья, что связано с охлаждавшим охотоморсккм вл ем и частично повышением гумкдностк климата. Однако сепр снеговой линии в холодные эпохи в районах испытывающих ил Охотского моря значительно ниже, что связано п первуо очер резким снижением гумидности климата из-за отступания fi охотского коря и сковывания его льдом. Разнипа р уровне сне линии раннего и позднего вг.рма составляет 5 50-?00 м н осус. но усилением сухости климата при сходных температурки:-: уел!

Положительная разность оледенения - не менее ?00-250 предельно низкие высоты при которых развивались ледники coi ляли для сильно расчлененных гор 1700-1800 м. для массивно-бовых с плосковершинными поверхностями 1600-1700 н, для яре

Высота нижней границы «ионосферы

Таблица i

Горные районы Количество каров:Высота снеговой линии/хионосФеры

Q Og '.Современная

Тыльский хребет 43 15 ¡1200- 140011250- 1550 2000-2200

Тайканский хр. :

с хр. Бюко Я 33 142 :1400- 1700:1700- 1900 2200-2600

~елемджинский 6Т 16 :1600- i65o:ieoo- 1850 3600-3800

кр. Ян-Алинь ггз 70 • :

Северный р-н !1550- 1600:1750- 1800 2400-2500

Сев. -вост. р-я ¡1450- 1500!1600- 1700 2400-2600

Централ, р-н :1450- 1500! 2400-2600

Южный р-н !1600- 1650:1750- 1600 2400-2600

гр. Невандха 42 2 ¡1250- 1300!1350- 1400 2400-2600

:р. Эзоп 311 103 1 1 ¡

западный р-н ¡1550- 1боо: 3400-3800

цент. -зап. р-н :1650- 1700¡1800- 1850 3000-3400

Цент. -вое. р-н :i650- 1700:1750- 1800 2800-3200

Восточный р-н I1600- 165011750- 1Ö00 2600-3800

р. Турана i ¡1500- 1550: 3400-3800

р. Дуссе-Алинь 121 25 » t

Северный р-н :1550- 1600:1700- 1750 3000-3400

Централ, р-н :1550- 1600:1700- 1750 3000-3400

Южный р-н ¡1500- 155011750- 1800 3200-3600

?. Эткиль-Янкан 9 ¡1400- 1450: 2800-3200

греинский кр. 133 25 ¡1550- 1600!1700- 1750 3000-3400

шхальекмй хр. 473 78 :

Сев. -зад. р-н ;1600- 165011700- 1750 3000-3200

Северный р-н !1650- 1700!1750- 1800 3000-3400

Сев. -вост. р-н 1550- 1600:1650- 1700 2800-3200

Юго-вост. р-н ¡1550- i6oo:1700- 1750 2800-3000

Юго-запад.р-н ,1550- 1600¡1600- 1650 3000-3200

Центральн. р-н ¡1650- 170011800- 1850 3200-3400

осточной окраины Буреинского нагорья 1500-1600, редко 1500 н. а нижнем пределе преимущественно распространены нивально-лед-

-го-

никовые и нивальные кары. На основании анализа продела и Ф ров четвертичного оледенения нохно оценить вероятность ра странения глявиального рельефа в других районах юга Дал; Востока. Низковысотность гор Нижнего Приамурья txp. Нева< др.). хребтов Няо-Чан. Дхаки-Унахта-Якбыяна, Куканский. í Хинган. юга Буреинского хребта обуславливает отсутствие таь никового рельефа. В горах Сихотэ-алинь следы древнего оледс Фиксируются только в массивах Тардоки-Яни и Ко при высотах 2000м и более. В хребте джэгды достоверные следы древнего с нения не известны и по максимальный высотам (около 1600 м> вероятны. Тем более отсутствовало оледенение в хребте Сокт Тукурингрэ (1470 н). В пределах северо-восточного Китая пр оледенения должен не менее 2100-2200 м. что делает малоие ним оледенение хр. Большой Хинган (2034 н). следы оледенен Северной Корее (г. Байтоушань, 2750 м и др. ) описаны неоднок но. В Восточном Китае предел оледенения достигает 2500-зоо< Анализ ледникового рельефа и составление палеогляииал схем позволило определить масштабы четвертичного оледенения юга Российского Дальнего Востока (табл. 2).

Таблица

Хребет

¡Тыльский

¡Тайканский с Бюко

'.селемдхинский

:Ям-алинь

¡Неванджа

:эзоп

¡Турана

¡Дуссе-Алинь

¡Буреинский

¡Эгкиль-Янкан

¡Баджальский

:Сихотэ-ллинь

'.Тукурингрэ

:дхагды

Плоиадь ранневюрмского оледенения (кв. ю-

по Ю. Ф. Чемекову (1959)! по нашим даннин

2694 (с Тыльскин хр,)

7

4845 874 1672

7

2565 1729 1

5610 228 57

1093(с Селемдхинекик)

110 1030. 200 970 55 1060 1

400 460 10 1180 60

отсутств. отсутств.

-21-Заключение

1. основными факторами рай пития четвертичных оледенений юг; Дальнего Востока явилось: а) прогрессирующее похолодание, проявляющееся через климатические Флуктуации; 6) тектоническое поднятие орогенов. Климат холодных эпох характеризовался усилением континентальной циклонической деятельности. На масштабы оледенения очень сильно сказалось охлаждавшее влияние Охотского моря.

г. В пределах Буреинского нагорья установлены следы двух оледенений, состветсвуюших раннему и позднему вюрну. Ранневюрм-скос оледенение носило горно-долинный, местами каровый характер, а поздневюрмское оледенение в южной части Буреинского нагорья имело иреинузяеетвенко каровый, а на севере горяо-долинный.

3. Касштаби четвертичного оледенения раннего вюрма сильно завышены предыдущими исследователями. Обшая плошадь оледенения Буреинского хребта составляет около 5500 кв. кн. Основными ледниковыми узлами являются Баджальский хребет и стык хребтов Ям-Алинь. Селемджшгский. Тайкакский и Бюко.

1. Преувеличение размеров древнего оледенения связано с обилием псевдоледниковых образований. За ледниковые кары нередко принимаются широкие водосборные воронки. НорФологическое разнообразие троговых и реч1шх долнн не позволяет различать их без анализа более мелких скульптурных форм рельефа и рыхлых отложений. Диагностику моренных форм рельефа и отложений осложняет обилие сходных по морфологии и литологии образований: сейсмо-гравитациоягие структуры, каменные глетчеры (присклоновые и долинные). селезые. сподобные и аллювиально-црэлювиалькые конусы выноса. коллювкально-деллювиально-солифлюкикояные шлейфы, лавинные валы. Многочисленные речные перехвата а привершинной части Буреинского нагорья сформировали широкие перевали, являющиеся брошенными участками речных долин, а н>а выработаны встречной экзарацией ледниковых цирков. Чередование этапов врезания и эккунуляшш рек в связи с климатическими изменениями, колебаниями уровня моря, враисняыми различиями в размерах стока и влекомых отложений обусловило образование леепшпы цокольных и аккумулятивных террас. интерпретируемых иногда достаточно вольно.

5. Современная и древняя нижние грашпш хионосФеры в пре• аелах Буреинского нагорья имеет сложную поверхность, отражайте ^изико-геограФические условия соответствующих эпох. Фиксируется

-гг-

значительное повышение снеговой линии раннего верна во внутри-горных районах и значительное понижение на территориях подверженных влиянию Охотского моря (север и северо-восток нагорья). В целом высота снеговой линии раннего вюрна колеблется от 1200 до 1700 и. в позднем вюрке от 1250 до 1900 при современной 2000 3600. Усиление континентадьности климата холодных эпох верхнего плейстоцена приводило к некоторому выравниванию поверхности них вей границы хионосФеры по сравнению с теплыми периодами.

6. Насштаб и характер оледенения северной и южной части Бу-

<

рейнского нагорья существенно отличается, что обуславливает разнообразие геоморфологических ландшафтов привершинного пояса гор.

7. Циркуляция воздушных касс в холодные эпохи характеризовалась доминированием западных и северо-западных сухих континентальных ветров. Ветры дующие с Японского моря существенного влияния на развитие древнего оледенения не оказали. Для северо-восточной и восточной части Буреинского нагорья имели большое значение воздушные массы Охотского норя.

в. Предел оледенения для хребтов восточной окраины Буреинского нагорья составляет 1500-1600 н. западной - 1600-1700. Низковысотность гор юга материковой части Дальнего Востока не позволяло развиваться древнему оледенению за исключением высочайших вершин сихотэ=Лливя. Оледенение северо-восточного и восточного Китая возможно только в горах с высотами соответственно 2100-2200 и 2500-3000 и. Покровный и полупокровный характер ледников исключается._

Основные положения диссертации опубликованы в следующих работая автора:

1. Вертикальное и горизонтальное расчленение рельефа восточной части зоны БАН // Кяимоморфогенез и региональный географический прогноз. - Владивосток. 1900. - С. 101-Юб. (соавтор I. И. Сорокин).

2. Современное развитие древнеледниковой морфоскульптуры ¡аджальского хребта // Географические проблемы освоения восточ-нх районов СССР. Тезисы докладов 9 Конференции молодых геогра-ов Сибири и Дальнего Востока, 1984. - Иркутск. 1984. - С. 92-94.

3. Четвертичное оледенение и россыпная оловоносность Бад-альского хребта // Тезисы доклада на региональной конференции Геология и рудные Формации Дальнего Востока". - Владивосток, 984. - С 82-83.

'I. Возможность использования показателя кортикального расчленения ri климатической геоморфологии // Экзогенное рельоФоо<> разоиание на Дальнем Востоке. - Владивосток. 1905. - С. l'io-i'ie.

5. Развитие древнеледникопой морфоскульптуры Палхальского хребта // География и природные ресурсы. - 1985,- 3. - С. 171-172.

6. Анализ ориентировки и высотного положения кзроп с поно-шью ЭВМ (на примере горных районов юга Дальнего Востока)// Применение современных метопов исследования п географии. Тезисы докладов X конференции молодых географов Сибири и Дальнего Востока. - Иркутск. 1937. - с. 166-167.

7. Проблемы структурной и гляииальиой геоморфологии Приамурья. г Владивосток. 1987. - 15бс. - Деп. в ВИНИТИ. (Соавтор Ю. К. Иватинников)

8. Сейсмогеологичсские и неотектонические особенности северо-восточного фланга Буреииского массива // Тихоокеанская геология. - 1988.- 4.- С. 42-49. (соавторы Ю. К. Иватинников, Ф. С. Онухов. В. Н. Ставров)

9. Структурно-геологические особенности развития экзарааи-оиной морФоскульптуры юга Дальнего Востока//Геологические и географические особенности некоторых регионов Дальнего Востока и зоны перехода к Тихому океану. - Владивосток. 1989. - С. 114-123. (Соавтор E.H. Рябинин).

10. о размерах четвертичного оледенения Буреинского нагорья// Арсеньевскле чтения. Тезисы докладов региональной научной конференции по проблемам истории, археологии и краеведения. -УССУРИЙСК. 1992. - С. 305-308.;

11. Каменные глетчеры Буреинского иагорья//Вопросы гидрометеорологии и физической географии Дальнего Востока. - Владивосток, 1992. - С. 92-102. - Деп ß ИЦ ВНИИГНИ.

12. Вопросы геоморфологии хребта Ям-Алиш, // Вопросы географии и геоморфологии Советского Дальнего Востока. - Владивосток: изд-во ДВГУ, 1992.- С. 139-149. (соавтор E.H. Рябинин)

13. Роль геологического строения в развитии ледникового эельефа (на примере Буреинского нагорья) // Известия РГО. -993..- Т. 125. - Вып. I. - С. 49-56. (соавтор Е. Н. Рябинин).

14. О геоморфологической обусловленности водопадов (на при-icpe Буреинского нагорья) // Региональные вопросы синоптической ;етеорологии и климатологии. Вып. 9. - Владивосток. 1993.- С. 13443. - деп. в ИП В1ШИГМИ-ИЦД. Qtw^f_