Озера Северо-Чуйского и Южно-Чуйского хребтов Центрального Алтая.

Чуйские хребты являются одним из крупных центров оледенения Алтая, поэтому с ними связано существование значительного количества озер. в Северо-Чуйском хребте насчитывается 220 озер (108 — на северном склоне, 112 — на южном). В Южно-Чуйском хребте 197 озер (из них 96 — на северном склоне, 101 — на южном).

Наиболее крупными озерами являются Акколь (в бассейне р. Ча ган), Маашей (р. Машаюл), Шавлинское. Большинство озер этого района представляют небольшие моренно-подпрудные и каровые водоемы, площадь которых не превышает 1 км2. Многие из них сосредоточены в верхних частях долин и появились во время последних стадий деградации позднеплейстоценового оледенения. в Северо Чуйском хребте озера распространены в интервале высот 1600— 3050 м. На северном склоне хребта их количество на высоте 2100— 2200 м максимально (около 40 % озер северного склона). На южном склоне такою четкого максимума не отмечается. В целом наиболее известные озера располагаются в долине р. Шавла, дренирующей северные и северо-западные склоны Северо-Чуйского хребта. Это преимущественно моренно-подпрудные водоемы. Так, Верхнее Шавлинское озеро располагается у одноименного ледника на высоте 2170 м. Озеро подпружено современной конечной мореной. Ниже него на высоте 1890 м располагается Нижнее Шавлинское озеро, имеющее длину 800 м, ширину — до 500—600 м. Здесь отмечаются обширные отмели, поросшие осокой. Это озеро также имеет морен но-подпрудное происхождение.
в бассейне р. Шавла отмечено много небольших озер. Особенно выделяются правые притоки, где в верховьях образованы выровненные поверхности на высотах 2000—2200 м. Почти все эти плоские поверхности заболочены и характеризуются системами взаимосвязанных озер термокарстового происхождения (долины рр. Ештыкол, Баксара). В верховьях левых притоков p. Шавлы распространены каровые озера.

К востоку от верховий р. Шавлы располагается долина р. Маашей, где лежит одноименное озеро. Оно находится в 6—7 км от ледников на высоте 1984 м, имеет длину 1.5 км и ширину 0.4 км. в 1960 г. глубина озера достигала в некоторых местах 3—3.5 м, но, как отме чал Л. Н. Ивановский (1961), оно постепенно мелеет, заполняясь аллювиальными осадками. Причиной возникновения озера в этой части долины является группа моренных гряд, одна из которых под пирает озеро. У правого борта данный моренный комплекс раньше прорезала р. Маашей, однако в результате обвала в этом районе сток реки был перекрыт и возникло озеро. Онедавнем времени его обра зования свидетельствует затопленный стоячий лес в озерной котловине, представленный сухими лиственницами. Ранее, в 1930 г., В. В. Тронова и М. В. Тронов отмечали, что уровень озера поднялся на несколько метров со времени его последнего посещения. До этого озера почти не существовало, была залита водой лишь площадка перед мореной. Проводник экспедиции М. В. Тронова В. Кумашев отмечал, что лет 40 тому назад никакого озера в верховьях р. Маа шей не было (1949). В путешествиях В. В. Сапожникова (1949) 1898 г. об озере не упоминается. Л. Н. Ивановский (1961) сообщал, что в начале 60-х годов уровень озера был более или менее постоянен. По устному сообщению Н. И. Быкова в 1991 г., котловина озера была практически сухой. Таким образом, оз. Маашей - очень молодое и недолговечное образование.
к северо-востоку от оз. Маашей, вблизи долины р. Чуи располагается небольшая заболоченная котловина, называющаяся Ештыкель, где лежит несколько мелких озер. Одно из них оз. Джангы сколь. Оно находится на высоте 1670 м, имеет овальную форму и наибольшую длину около 1400 м. Озеро образовалось в результате термокарстовых процессов в озерных отложениях более древнего приледникового водоема. Его озерные осадки сохранились на южной периферии озерной котловины и имеют мощность 3—3 м. Их поверх ность расчленена мелкими формами термокарста. Уже на глубине 1—1.5 м осадки скованы вечной мерзлотой, а в основании залегают линзы инъекционных льдов (Окишев, 1982; Михайлов и др., 1989). П. А. Окишев пишет, что «озерные осадки лежат на грубообломочной морене, свидетельствующей о распространении сюда прежде кра евой части ледникового языка Корумду» (1982, с. 127).
Подпруда озера в настоящее время в долине р. Корумду отсутст вует, поэтому П. А. Окишев предполагает, что причиной образова ния и существования озера был лед, заполнявший долину р. Корумду ниже устья Ештыкеля. Максимальный возраст озерных осадков, изу ченных В. А. Панычевым, охарактеризован датой 10 960+ 550 лет (СОАН-1665). Однако озерный режим в восточной части котловины сохранялся до 7 тыс. л. н. (Михайлов и др., 1989). Но и позднее озеро имело большие размеры, чем в настоящее время. Поэтому кроме ледниковой плотины на ранних этапах существования озера должна была существовать и моренная подпруда в виде боковой морены, позднее, очевидно, разрушенная.
Озера Южно-Чуйского хребта на северном склоне сосредоточены в основном в бассейнах p. Чаган (21 озеро), Ела?гаш (35 озер), Кокузек (16 озер). На южном склоне озера располагаются в долинах рр. Карасу (13), Бара (22), Тюнь (12), Тархара (20). Озера в этом хребте расположены в интервале высот от 2000 до 3200 м. Для северного склона характерны постепенное нарастание количества озер до высотного уровня 2700 ми затем уменьшение их числа. На южном склоне кроме абсолютного максимума распространения озер на вы соте 2700—2800 м отмечаются еще два небольших максимума на высоте 200 и 2400 м. Безусловной связи между стадиальными конечными моренами и расположением озер не намечается, хотя от дельные примеры существуют. Таковой является упомянутая выше система озер в долине р. Акколь (Михайлов, Севастьянов, 1994).
Ниже оз. Акколь в долине р. Чаган существовало еще несколько озер моренного происхождения, от которых остались плоские поверхности, сложенные светло-серыми и пепельными алевритами с про слоями глин. В нижней части долины р. Чаган ив долине р. Чаган Узун широко известны отложения обширного водоема, занимавшего в среднем и позднем плейстоцене Чуйскую котловину.
Озера плато Укок в Юго-Восточном Алтае в большинстве своем имеют ледниковое происхождение, так как практически все плато в плейстоцене покрывалось ледниками, а в отдельные периоды здесь образовывался ледоем. Многочисленные озера Укока разбросаны среди моренных валов и холмов преимущественно позднего плейстоцена в долинах рр. Акалаха, Карабулак, Кальджин, Калгуты, Муздыбу лак, Аргамджи. Большинство этих озер появилось после деградации позднеплейстоценового оледенения. К ним относятся озера на лево бережье рр. Акалаха, Муздыбулак, Калгуты. Это, как правило, не большие западинные водоемы, размеры которых в диаметре не пре вышают 200—300 м.
Наиболее крупными озерами плато Укок являются озера Кальджинкуль-Бас, Кальджинкуль, Укок, Белое. Это моренно-подпрудные водоемы, расположенные на западе плато. Первых два озера нахо дятся на приподнятом над долиной р. А?алаха выравненном участке плато (2400—2500 м) и соединены протокой. К западу и северу от них на водораздельном участке хребта, между долинами рр. Чиндагатуй (приток р. Бухтармы) и Кальджин (приток р. Акалахи) отме чается широкий сглаженный трог, который был занят ледниками, опускавшимися с массива с отметкой 3119 м, расположенного к се веру от озер Кальджин. От верхнего участка р. Акалахи этот участок отделен береговыми моренами. Днище долины здесь лежит на высоте 2200—2250 м.
На берегах водоемов в долине р. Акалахи фиксируются толщи озерно-ледниковых отложений мощностью 11—12 м. Нижняя часть разрезов находится в мерзлом состоянии (с глубины 8.6 м). Здесь встречаются слои, насыщенные растительными остатками, что свидетельствует об изменении климата на плато Укок волоцене то в сторону потепления, то в сторону похолодания.
в соседней ср. Акалахой к востоку от долины р. Муздыбулак находится озеро, имеющее характерную треугольную форму. Оно возникло у подножия мощной морены Акалахинского ледника. Сток р. Муздыбулак был перекрыт в результате формирования здесь конечно-моренного комплекса (максимальная стадия последнего позднеплейстоценового оледенения) одного из языков ледника массива Табын-Богдо-Ола (Аргамджи-3).
к озерам Северо-Западного и Северо-Восточного Алтая относят ся — Бащелакские, Колыванское, Белое, Теньгинское, Айское, Куратинские, Кумалырские, Каракольские, Манжерок и др. Преимуще ственное развитие в хребтах Северного Алтая получили небольшие по размерам, но часто достаточно глубокие каровые, карово-морен ные и моренные озера. Примером могут служить озера, расположен ные в приводораздельной части Бащелакского хребта. Здесь зафиксировано 12 озер, имеющих глубину от 23 м (оз. Зеркальное) до 73 м (оз. Большое) и очень малые размеры (Шпилекова, 1972; Поползин, Шипунова, 1972).
Иное происхождение имеют озера, лежащие на более низких гип сометрических отметках, например оз. Тенгинское, расположенное во впадине на юго-восточных склонах Семинского хребта. Оно лежит на высоте 1106 м, длина 1650 м, ширина 1300 м. Котловина его име ет тектоническое происхождение. По мнению Н. Г. Селедцова (1963), возникновение котловины связано со сбросовыми процессами. Берега озера заболочены, особенно долина р. Теньга, вытекающей из него. Очевидно, определенную роль в подпруживании стока из Тенгинского озера играет небольшая скальная перемычка, расположен ная в 1 км от истока реки и прослеживающаяся на дне долины. Глубина озера в восточной части 1-1.5 м, в западной — около 5 м. Измеренная мощность донных отложений составила 3.5 м, предполагаемая — более 6 м.
В тектонических котловинах располагаются Колыванское и Белое озера, лежащие в отрогах Колыванского хребта.
Таким образом, высотное расположение озер Алтая, их приуроченность к гляциально-нивальному, альпийскому и лесному поясу — пример формирования горных озер преимущественно в результате эрозионной и аккумулятивной деятельности ледников. Закономерно сти распада последнего горного оледенения и особенности современной климатической фазы обусловливают направленность процессов современного озерообразования и ход их эволюционного развития. Гляциальная геоморфология горных районов дает богатый материал для палеолимнологических реконструкций. Например, характер распространения моренных образований в трогах и большое количество лимногляциальных отложений позволяют рассматривать эволюцию высокогорных ландшафтов с позиций ритмичности природных процессов. Так, большое число горных водоемов располагается на днищах тротовых долин в виде «цепочек», связанных между собой протоками. Существование подобных «цепочек» моренно-запрудных озер в трогах Алтая обусловлено хорошо выраженной здесь стадиальностью распада последнего оледенения. Стадиальные конечные морены, перегораживающие троги, являются естественными глотинами, подпруживающими сток рек, берущих начало с ледников. Л. А. Варданянц (1938), исследуя особенности отступания последнего оледенения в горах Алтая, присвоил конечным моренам, залегающим в трогах, местные

Таблица 19
Стадиальные конечные морены эпохи последнего горного оледенения Алтая (по: Л. А. Варданянц, 1938; П. А. Окишев, 1982)

Хронология стадий распада оледене ния (по А.В. Шнитникову, 1957)
XVII-XIX BB. Историческая Аккемская Кочурлинская Мультинская Огневская Первая Вюрм
100—300 л. н. Около начала н. э. Около 1900 л. до н. э. 3700—3900 л. до н. э. 5600—5800 л. до н. э. 7400—1600 л. до н. э. 9200—9400 л. до н. э. 11 000—11 300 л. до н. э.
названия (табл. 19), которые закрепились в последующих публика циях и используются многими авторами — исследователями Алтая (Попов, 1967; Лунгерсгаузен, Раковец, 1968; Ивановский, 1967, 1981; Окишев, 1982, и др.). Зная высотное положение моренно-за прудного озера, можно определить относительный возраст формиро вания данного водоема в горной долине, а в ряде случаев и его абсолютный возраст (Севастьянов, 1980; Максимов, 1992).
Хорошим примером связи стадиальных морен и озер является долина р. Акколь (левый приток р. Чаган). В верховьях долины рас полагается крупный Софийский ледник, современная морена которо го представляет систему внутривековых моренных валов, отражаю щих последнюю крупную стадиальную подвижку ледников. Наибо лее древняя морена этой стадии представляет собой вал высотой 30—40 м, перегораживающий долину на высоте 2675 м. Между языком ледника и этой мореной лежит небольшое приледниковое озеро.
Ниже современной морены фиксируется серия стадиальных ко нечных морен (Окишев, 1982); одна из них в долине р. Акколь является плотиной оз. Аккуль, расположенного на высоте 2370 ми имеющего длину 1600 м, ширину около 400 м. Его подпруживает поперечная гряда «курчавых» скал и конечно-моренный вал высотой до 10 м. Озеро Аккуль является реликтом более древнего и обширного приледникового водоема, отложения которого прослеживаются выше озерной плотины на обеих сторонах долины, заходя на 5—7 км выше по течению и поднимаясь на 30 м над современным уровнем озера (Свиточ и др., 1972).
Из этих осадков с глубины 2 м была получена радиоуглеродная датировка 3200+600 лет (МГУ-ИГАН-137). Накопление озерно-ледниковых осадков здесь продолжалось около 1500 лет, а началось их отло жение около 5 тыс. л. н., когда территория, где формировался водный бассейн, была освобождена ото льда. По мнению П. А. Окишева (1982), время формирования морены-плотины 5.6—5.7 тыс. л. н., что совпадает с представлениями А. В. Шнитникова (1957) и Е. В. Максимова (1972) об одной из голоценовых стадий наступания ледников в горах северного полушария. Если учесть скорости осадконакопления, известные для озер подобного типа, то осадки выше датированного слоя накапливались около 100 лет и озеро было спущено до современного его состояния около 2 тыс. л. н.
Итак, подавляющее число озер горных хребтов Алтая имеет ледниковое происхождение. Их эволюционное развитие связано с динамикой ледников в позднем плейстоцене и голоцене. Это преимущественно каровые и моренно-подпрудные водоемы. В районах отложений крупных древних подпрудных озер, характеризующихся развитием многолетней мерзлоты, распространены термокарстовые озера. Реже встречаются котловинно-тектонические озера, которые отличаются большими размерами (Телецкое, Джулукуль, Марка ?оль, Колыванское) и завальные (Чейбек?оль). Последний тип вооб ще не характерен для Алтая и встречается очень редко, что связано с особенностями рельефа, характером вертикальных неотектониче ских движений и относительно спокойной сейсмической структурой горной страны.
Большая часть горных озер Алтая в настоящее время находится в периоде юности: накопление вещества, заиление, зарастание их про ходят начальную стадию. Лишь некоторые перешли в стадию зрелости или даже старения (Колыванское, Манжерок, отдельные озера высокогорий). Они зарастают и заносятся ледниковыми осадками.
Часть моренно-подпрудных озер, заносимых ледниковыми нано сами, исчезают. Кое-где встречаются следы катастрофических прорывов озер, хотя в более отдаленном прошлом, при более значительном развитии ледников, такие прорывы происходили весьма часто, на что указывают многочисленные следы древних ледниковых селей (Ивановский, 1981).