Озеро Чатыркель.
Озеро Чатыркель расположено во внутригорной котловине тектонического происхождения на абсолютной высоте 3530 м в юго-запад ной части Внутреннего Тянь-Шаня. Современная площадь озера около 153 км2, максимальная глубина 20 м, объем водной массы 0.6 км3. Котловина озера ограничена с севера хр. Атбаши, с юга — хр. Тору гарт, с запада — невысокой моренной возвышенностью Тузбель (абс. выс. 3550—3580 м), а с востока — холмистой мореноподобной грядой на междуречье Кекайгыр и Кенсу. Абсолютная высота восточного водораздела с бассейном р. Тарим не превышает 3560 м. Озерная котловина имеет протяженность с юго-запада на северо-восток на 75 км. Общая площадь бассейна озера Чатыркель составляет около 1050 км2 (Озера Тянь-Шаня..., 1980).
Горные хребты, обрамляющие озерную котловину, возвышаются над озером на 1000—1600 м, достигая максимальной высоты 4756 мв хр. Атбаши и 5108 мв хр. Торугарт. Расположение бассейна озера на абсолютных высотах, превышающих 3500 м, и экранирующее влияние субмеридионального Ферганского хребта, который перехватывает влаж ные воздушные массы, приходящие с запада, обусловливают резкую континентальность и аридность климатических условий, сильное выхо лаживание, наличие мощного слоя многолетнемерзлых грунтов и отно сительно небольшое оледенение окружающих горных хребтов.
Основным водотоком, который питает оз. Чатыркель, является р. Кекайтыр, впадающая в озеро с востока. Эта река берет начало с ледников южного склона хр. Атбаши и имеет протяженность около 45 км. Сюга в озеро впадают ручьи, берущие начало с ледников и снежников северного склона хр. Торугарт, а также протока из Мало ю озера, имеющего термокарстовое происхождение. Сток из озера отсутствует.
Годовое количество осадков в котловине озера составляет 230 мм, причем только 10—12 % этой суммы выпадает в холодное время года (с октября по март), величина испаряемости достигает 557 мм, дефицит влажности воздуха в летнее время составляет 5-7 мб. Средняя
Годовая температура воздуха отрицательная -5.6 °C, летние осадки выпадают преимущественно в виде снега.
Ландшафты Чатыркельской котловины в настоящее время имеют полупустынный характер с преобладанием полынно-злаковых ассоциаций в растительном покрове. Как отмечает Г. Н. Бердовская, в котловине наблюдается присутствие различных по экологии цент ральноазиатских флористических элементов — караган, типчак, Эдельвейс, эфедра, полыни, злаки. На большей части Приозерной равнины проективное покрытие травостоя не превышает 10—20 %, преобладают пустынные группировки из полыни розовой. Характер но чередование полынных и сухостепных ассоциаций, в которых господствуют типчак, Эдельвейс, хвойник и др. Наряду с типчаковы ми степями встречаются участки птилагростисовых и овсецовых сте пей, подушечников и осоковых ассоциаций и др. Выше, в горном обрамлении котловины в зоне морен и ледников преобладают горные тундры, чередующиеся сучастками осоковых альпийских лугов с Сообществами из кобрезии (Озера Тянь-Шаня..., 1980).
Современное оледенение бассейна оз. Чатыркель представлено реликтовыми формами — небольшими карово-долинными, каровы ми, висячими ледниками. Наибольшая площадь оледенения, около 2.8 км2, сосредоточена в верховьях р. Кекайтыр на южном склоне хр. Атбаши. Несколько небольших каровых и висячих ледников в пределах бассейна существуют на северном склонеxр. Торугарт. Об щая площадь современного оледенения в бассейне оз. Чатыркель не превышает 4 км2, что составляет всего 0.38 % площади бассейна. В то же время к востоку от Чатыркельской котловины, на южном склоне хр. Атбаши площадь оледенения достигает в бассейнах р. Кенсу 10.0 км2, p. Кош-Караташ — 19.8 км2, p. Муставас — 20.4 км2 (Севастьянов, 1977, 1979; Севастьянов, 1980).
По данным Р. Д. Забирова (1958) и А. П. Горбунова (1987), осно ванным на результатах бурения в районе оз. Чатыркель, толща четвертичных отложений в котловине достигает 250—300 м, глубина распространения многолетнемерзлых пород в Чатыркельской котловине — более 200 м, а в горном обрамлении — 100-150 м. Центральная и наиболее пониженная часть Чатыркельской котловины выполнена озер ными отложениями плейстоценового возраста, распространенными к югу и Востоку от современного озера на расстояние от 5 до 15 км. Граница распространения типичных озерных суглинков отбивается бе реговым аккумулятивным валом, высота которого составляет 12 м над уровнем современного озера. По периферии котловины озерные отложения переходят в озерно-аллювиальные и пролювиальные, выше они сменяются ледниковыми и делювиальными (рис. 67).
Граница распространения озерно-аллювиальных и пролювиаль ных отложений отбивается на высоте около 25 м над уровнем современного озера. В северо-восточной и юго-западной частях котловины на этой высоте наблюдается переход к ледниковым отложениям. Начиная с этой высоты зандры и морены фиксируются у подножия и в трогах хребтов Атбаши и Торугарт вплоть до современных ледников, расположенных в бассейне оз. Чатыркель на высотах 3900—4100 м.
Рис. 67. Распространение четвертичных отложений в котловине оз. Чатыркель.
1 — ледники и морены, фювиоГляцнальные и деловиальные отложения; 2 — аллювиаль но-пролювиальные; 3 — озерные; 4 — линии водоразделюв; 5 — перевалы; б — местоположение
исследованных разреюв; 7 — конусы Выноса.
Распространение ледниковых отложений в бассейне оз. Чатыр кель имеет ряд особенностей. К западу от р. Кекайгыр, вдоль южного склона хр. Атбаши наблюдается сокращение видимой площади лед никовых отложений и уменьшение стадиальных конечных морен в трогах, выходящих в котловину озера. Обратная особенность проявляется на северном склоне хр. Торугарт, где ледниковые отложения постепенно исчезают в направлении понижения хребта с запада на Восток. Однако, по данным геологического бурения в южной части Чатыркельской котловины, в районе Малого озера, под слоем озер ных суглинков залегает толща ледниковых отложений мощностью более 180 м (Ромах, 1955).
Возникновение озера Чатыркель может быть отнесено к середине плейстоцена, когда в результате развития оледенения и дифференцированных блоковых движений в древней речной долине между современными хр. Атбаши и Topyгeрт - возникла депрессия.
Отложения 12-метровой террасы, представленные осадками позд него плейстоцена и голоцена, были изучены на западном, северном и восточном побережьях озера. Разрез мощностью более 5 м был изучен на р. Кекайгыр, в 15 км к востоку от озера. Обнажение 15, названное «Дальним», вскрывает толщу осадков различного генезиса; возраст остатков водной растительности из горизонтов с глубины 370 и 440 см от поверхности обнажения оказался соответственно равным 19 850+ 400 (ТА-825) и 21 060+500 (ТА-826). По спорово-пыльце
Рис. 68. Спорово-пыльцевая и литологическая диаграммы обн. 15 («Дальнее»).
вым данным Г. Н. Бердовской выделено пять палинологических зон, имеющих биостратиграфическое значение (рис. 68).
Зона I (интервал 500—240 см) представлена сизовато-серым суг линком с включениями растительных остатков. Для нее характерно преобладание пыльцы трав и кустарничков, господствует пыльца полыни (40—60 %) и маревых (22-65 %). Пыльца эфедры, злако вых, сложноцветных и губоцветных составляет менее 10 %, отмече на единичная пыльца розоцветных и крестоцветных. В спектрах при сутствует также пыльца древесных пород: ели тяньшанской, сосны, березы, кедра, которая, по мнению Г. Н. Бердовской, является занос ной.
В зоне II (250—180 см) отмечено присутствие единичных микро фоксилий, которые содержатся в рыжем песчанистом материале, включающем большое количество гальки и валунника, по-видимому, ледниково-пролювиального происхождения, соответствующего вре мени наибольшего похолодания.
235
Выше по разрезу представлены осадки голоценового возраста, ко торые подразделяются на I, IV и V зоны.
Ранее в районе обнажения «Дальнего», но ниже по течению р. Ке кайгыр в 6.5 км от ее устья в той же террасе правого берега Г. М. Шу мовой (1974) были получены радиоуглеродные датировки озерных отложений по погребенной водной растительности: 16 300+ 420 (МГУ-350) и 18 380+200 л. н. (МГУ-352). В спорово-пыльцевых спектрах позднего плейстоцена была выявлена пыльца древесных и кустарниковых растений. Пыльца ели, сосны, кедра была признана заносной, но наличие в спектрах позднего плейстоцена пыльцы бе резы, ивы, облепихи, по мнению Г. М. Шумовой, может указывать на развитие тугайных зарослей в долине р. Кекайгыр и в пределах Чатыркельской котловины, которые существовали вплоть до периода наибольшего похолодания в конце позднего плейстоцена (Вюрм-ІІІ).
в озерных отложениях из разрезов северного, западного и юж ного берегов оз. Чатыркель также отмечено значительное коли чество пыльцы древесно-кустарниковой растительности в осадках позднеплейстоценового возраста. Радиоуглеродные датировки погре бенной водной растительности из нижних горизонтов вскрытых разрезов показали возраст: 21 500+ 400 (TA-627), 21 140+600 (TA-131), 20 200*500 (TA-734), 20 000+500 л. н. (ТА-735) и др. (Озера Тянь-Шаня..., 1980). Большое количество пыльцы древесно кустарниковой группы растений объяснялось повышением верхней границы леса в горах и расширением площади хвойных лесов в поз днем плейстоцене в связи с более высокой температурой воздуха.
В целом для осадков позднего плейстоцена в Чатыркелькой котловине характерно повсеместное преобладание в общем составе пыль цы трав и кустарничков, среди которых доминирует пыльца маревых и полыни, постоянно присутствует пыльца эфедры, разнообразная пыльца злаков, сложноцветных, осоковых, зонтичных, губоцветных и прибрежно-водных растений, что свидетельствует об относительно теплых и более влажных условиях той эпохи по сравнению с совре менными.
Для комплекса пыльцы древесно-кустарниковой растительности характерно значительное количество микрофоссилий ели тянь-шан ской, сли Шренка, сосны, облепихи, нитрарии, березы, что указывает на относительно близкое к озеру произрастание древесно-кустарниковых пород.
В настоящее время древесная растительность во Внутреннем Тянь Шане представлена преимущественно фрагментами ельников, которые произрастают в высотном интервале от 2500 до 2900 м над у. м. и проникают по долине р. Сары-Джаз до северных склонов хр. Кокшаал тоо (Орозожоев, 1981).
в Чатыркельской котловине на Тянь-Шане (высота 3530—3550 м) и в Каракульской котловине на Восточном Памире (высота 3915 400 м) в составе спорово-пыльцевых спектров озерных отложений поз днего плейстоцена проявляется удивительное сходство, выражающееся в обилии пыльцы древесно-кустарниковых растений, трудно объяснимое для современных абсолютных высот этих высокогорных котло вин.
В конце позднего плейстоцена на рубеже с древним голоценом (по Нейштадту, 1983) в ряде разрезов осадков Чатыркельской котловины наблюдается перерыв в озерном осадконакоплении. Спорово-пыльцевые данные свидетельствуют о похолодании и аридизации климата после 18—16 тыс. л. н., когда началось понижение уровня озер (позднеплейстоценовая регрессия). К этому времени относится активиза ция горного оледенения и выход ледников к подножию горного об рамления котловины, где были отложены мощные конечно-моренные комплексы, «чукуры», сформированные слившимися ледниковыми языками, которые выходили из соседних долин. Как полагают Л. Г. Бондарев (1982) и А. А. Никонов (1982), ледники в горном обрамлении Чатыркельской впадины не распространялись до дна кот ловины, и потому нет оснований считать, что в эпоху позднеплей стоценового похолодания в котловине возникал ледоем. В конце этой эпохи происходило значительное понижение уровня озера, что способствовало развитию криогенных процессов на его берегах и, вероятно, полному промерзанию мелководного бассейна до дна и времен ному прекращению озерного режима в котловине. Об этом, в част ности, свидетельствуют перерывы в озерном осадконакоплении, обнаруженные в ряде разрезов на границе позднего плейстоцена и голоцена (Озера Тянь-Шаня..., 1980).
Конец позднего плейстоцена в Чатыркельской котловине характеризовался изменением климатических условий от относительно теплых и влажных к более холодным и сухим, на что указывают палинологические материалы Г. М. Шумовой (1974). Значительное похолодание, аридизация климата и опустынивание ландшафтов Чатыркельской котловины не могут быть объяснены без учета интенсивных вертикальных движений территории Внутреннего Тянь-Шаня, которые активизировались на рубеже позднего плейстоцена и голоцена.
По мнению Е. В. Максимова (1992), в конце позднего плейстоце на днище Чатыркельской котловины находилось на 700—800 м ниже, хвойные леса располагались в западной, более увлажненной части котловины, ак востоку по долине р. Кекайгыр и далее в долине Аксая были широко распространены тугайные заросли, на что указывает существенная разница в одновозрастных спорово-пыльцевых спект рах из западной и восточной частей котловины.
История оз. Чатыркель в голоцене раскрыта на основе изучения береговых форм рельефа, состава и строения донных отложений озе ра, вскрытых в обнажениях, шурфах и глубоководных колонках (Озера Тянь-Шаня..., 1980). Разрез голоценовых озерных отложений мощностью 3.7 м, расположенный в южной части озерной котловины, на левом берегу протоки из Малого озера (рис. 69), позволяет наглядно представить основные этапы в голоценовой истории этого озера, характеризующиеся разными климатическими и седиментационными условиями.
Первый период (Hl2) (Бердовская, 1980), соответствующий I па линoзoнe (7—6 тыс. л. н.), охватывает время накопления осадков в
Рис. 69. Спорово-пыльцевая диаграмма разреза No 1 («Малое озеро»)
интервале от 370 до 320 см от поверхности обнажения. Он отличается значительным содержанием в растительном покрове ксерофитов, в частности эфедры (35—18 %) и маревых, относительно высоким со держанием пыльцы деревьев и кустарников. В геохимическом отно шении этот период характеризовался интенсивным накоплением в озерных осадках (выше средних по разрезу) концентраций железа, титана, алюминия, кальция при относительно низком содержании органического вещества. Это может быть объяснено процессами интенсивного физико-химического выветривания в условиях холодного сухого климата и пустынных ландшафтов, окружавших высокогорное оз. Чатыркель, разрушением силикатов, выносом кремния и накоплением в озерных осадках алюминия, железа, титана и других эле ментов, в то же время широкое распространение известняков в гор ном окружении Чатыркельской котловины и их разрушение в гляци ально-нивальном поясе обусловили значительные концентрации кальция в озерных отложениях и их высокую карбонатность по всему разрезу (Озера Тянь-Шаня..., 1980; рис. 34).
Второй период (Hl3), соответствующий II палинозoнe (6— 3 тыс. л. н.), относится ко времени накопления осадков в интервале от 320 до 120 см от поверхности обнажения и отличается преоблада нием группы трав и кустарничков, среди которых доминирует пыльца полыни (до 40—45 %) и маревых (до 26 %); пыльцы эфедры отме чено до 18 %. По сравнению с III палинозоной в период 5400— 3500 л, н. заметно увеличивается содержание пыльцы злаковых, осоковых и разнотравья, а также количество заносной пыльцы ели тяньшанской, ели Шренка, сосны сибирской и обыкновенной, березы, облепихи, селитрянки и некоторых других пород. Это обусловлено подъемом верхней границы леса и увеличением общей облeсeнности гор Тянь-Шаня в середине голоцена, когда климат отличался относительно большей влажностью и потеплением, что подтверждают данные геохимических анализов.
Изменение содержания химических элементов в разрезе озерных отложений показывает изменение ниже средних концентраций боль шинства элементов, особенно активных водных мигрантов, таких как железо, марганец, кобальт, титан. Их подвижность резко возрастает в восстановительных (глеевых) условиях, как и никеля, ванадия, меди, цинка, подвижных в окислительной среде и инертных в восстановительной (Назаров, 1974). Резкие колебания их концентраций в озерных отложениях на протяжении второго периода (Hl3), по-видимому, были обусловлены частыми сменами восстановительных условий окислительными в субaквальных урочищах. Возрастание миграционной способности большинства химических элементов в Ча тыркельской котловине происходило в условиях повышения увлажненности климата и потепления. Оптимум голоцена для озер ной экосистемы проявился в увеличении ее биологической продуктивности и накоплении значительного количества органического ве щества в донных отложениях (массовое развитие водорослей Vaucheria sp. и моллюсков Radix sp.).
Третий период (H14, І палинозона) охватывает промежуток времени за последние три тысячи лет и отличается тенденцией кариди зации и относительному похолоданию климата, что фиксируется спорово-пыльцевыми и геохимическими спектрами, увеличением содержания ксерофитов, представленных эфедрой (до 10—25 %), маревыми (до 22 %) при значительном количестве пыльцы полыни (35—40 %). По мнению Г. Н. Бердовской, единичные находки пыльцы деревьев и кустарников в палинологических образцах указывают на ее заносный характер и позволяют предполагать снижение верхней границы леса и уменьшение облесенности гор Внутреннего Тянь Шаня в позднем голоцене. Ксерофитизация климата сказалась и на изменении условий миграции химических элементов. В верхней части разреза отмечено увеличение концентраций железа, никеля, ко бальта, меди, алюминия, титана и других элементов в донных отложениях озера при относительном сокращении концентраций марган ца, кальция и общего количества органического вещества в осадках.
Таким образом, климат Тянь-Шаня в позднем голоцене становится менее увлажненным и теплым, чем в среднем голоцене. в Чатыр ?ельской котловине формируются ландшафты холодных высокогорных пустынь, уровень озера понижается, биологическая продуктивность озерной экосистемы значительно уменьшается.