Формы микрорельефа поверхности ледников

Отметим немногие черты уже не отдельных ледников в це­лом, а основных форм поверхности ледников. Таким обра­зом, мы сможем подчеркнуть ближе сходство ледников Па­мира и других горных районов Центральной Азии.

Снабжение экспедиции водой.

Остановимся прежде всего на типах морен. Большие ледники, принимающие ледниковые притоки, в особенности ледник Фед­ченко, имеют великолепно выраженные срединные морены. Происхождение их обычное, то же, что и в Альпах. Они отме­чают границу двух смежных потоков льда: главного и боко­вого и зарождаются в точке слияния этих потоков из об­ломков горных пород, отрываемых льдом при трении о борта долины. Выше слияния двух ледниковых потоков срединная морена, расщепляясь, переходит в две боковые морены само­стоятельных ледников. После слияния ледниковых потоков сливаются и сопровождающие их края боковые морены и пре­образуются в срединные. По числу их, до известной степени, можно судить о числе и относительной мощности боковых ледников, влившихся в главный ледник. Срединные морены ледника Федченко являются классическими образованиями этого рода, но, повторяем, они свойственны ледникам самых различных областей, а не представляют специальной принадлежности Памира.

Береговые морены более характерны. В виде узких насыпей сопровождают они края ледников на протяжении многих ки­лометров. Высота береговых морен над краем ледника колеб­лется от нескольких десятков до сотни метров, ширина превы­шает высоту в несколько раз. Склон, обращенный к лед­нику, — крутой. Противоположный склон — пологий. Материал, слагающий береговые морены, пестрый и по составу и по происхождению: валунный суглинок, принесенный в отложен­ный самим ледником, остроугольный щебень — осыпи коренных склонов долины, окатанная галька, принесенная ручьями, бе­гущими к леднику сбоку. Принос щебня и гальки со склонов в условиях орографии и климата Памира особенно значителен (исключительная высота и крутизна склонов и быстрота вы­ветривания). Береговые морены достигают поэтому больших размеров. Иногда они сопровождают оба края ледника. Но в долинах широтного направления береговые морены резко очер­чены у подножья склона долины, обращенного на юг. Лучше всего это выражено у ледника Финстервальдера в хребте Петра I, очень отчетливо — во многих долинах, в настоящее время оставленных ледниками, но вмещавших ледники в те­чение ледникового периода (долина р. Арзынг между хребтом Петра I и Дарвазским, долина р. Кара-джилги в бассейне оз. Кара-куль).

«Однобокое» расположение отмечалось для каракорумских и гималайских ледников (Виссар, 1928 г.; Вин, 1933 г.). Сло­вом, это явление не случайное. Оно находит свое естествен­ное объяснение в различной экспозиций северного и южного склонов широтного направления. Склоны южной экспозиции прогреваются днем значительно сильнее северных склонов, ночью же остывают до той же температуры. Амплитуда су­точных колебаний температуры поверхности южного склона больше, чем северного. Отсюда более значительные изменения объема поверхности слагающих его пород и более быстрое их растрескивание на обломки. В конечном счете масса щебня, образующегося в единицу времени на южном склоне, более значительна, чем на северном склоне, и береговые морены, возникающие в значительной степени за счет этого мате­риала, растут особенно интенсивно у основания южных скло­нов. В том же направлении действует сильное таяние края ледника, примыкающего к южному склону. Южный склон является своеобразным рефлектором, отражающим горячие, полуденные солнечные лучи. Северный склон, находящийся в полдень в тени, конечно, представляет собой гораздо менее мощный рефлектор. Край ледника тает в значительной степени за счет этих отраженных лучей. Он отодвигается от южного склона, оставляя на своем месте узкую ложбину-проталину. Эта ложбина и засыпается щебнем. Возникает вал береговой морены. Наконец, отметим, что боковые ледники южного скло­на, питающие ледниковые ручьи, также тают быстрее, чем на северном склоне. Южный склон дает больше гальки — одного из компонентов береговой морены, чем северный.

Так, в условиях различной экспозиции создается асимметрия ледниковой долины.

Абляционные ложбины. Мы говорили уже, что под влиянием отраженных от южного склона долины солнечных лучей край ледника «оттаивает» от подошвы склока, а образовавшаяся ложбина частично заполняется береговой мореной. Между по­следней и подошвой коренного склона остается свободный промежуток, своеобразная «ложбина таяния». В Кара-коруме по краям больших ледников такие ложбины известны давно. Их называют «абляционными» ложбинами. Они подчеркнуты своеобразной зеленой аллеей растительности, нередко тяну­щейся на десятки километров кверху от конца ледника. Аб­ляционную ложбину, отмеченную узкой полосой растительности, можно наблюдать на леднике Финстервальдера. Такая же ложбина отмечена на леднике Нотгемейншафт.

Сплошь и рядом щебень и галька склонов долины отла­гаются не в абляционной ложбине (как это, по-видимому, имело место с береговой мореной ледника Финстервальдера), а непосредственно на краевой части самого ледника. Создается защитный слой щебня, предохраняющий лед от таяния. Сере­дина, осевая часть ледника тает быстрее краевых частей. Последние принимают характер высоких (до 100 м) краевых валов льда, засыпанных мореной и господствующих над осевым понижением. Лед, образующий валы, тает неравномерно, оседает, раскалывается вертикальными трещинами. Поверх­ность кажется террасированной.

Осевые и краевые ручьи. И таяние и испарение поверхности ледников Памира, как и всех ледников низких широт, вообще происходит очень интенсивно. Обильные ледниковые ручьи текут в средине дня по ледникам. То низвергаясь в трещины, то вновь появляясь на поверхности, они сливаются иногда в нижних частях ледника в мощные наледниковые реки. Эро­зия поверхности ледников Памира достигает значительного результата и является их характерной особенностью. В том случае, если поверхность ледника образует два краевые вала и осевое понижение между ними, в расположении ледниковых русел наблюдается прямая зависимость от неровностей ледни­ковой поверхности. Ледниковые ручьи располагаются тремя параллельными нитями: в осевом и в двух краевых пониже­ниях. Производя эрозионную работу, они усиливают изна­чальные и основное неровности поверхности ледников. Такая картина очень отчетливо наблюдается на ледниках восточной части Заалайского хребта — Октябрьском (Кара-джилга) и Ат-джайляу.

Холмистый рельеф концевых частей. Мы говорили о засы­панных щебнем, погребенных концах памирских ледников. Явление это выражено у различных ледников с различной степенью отчетливости. В Заалайском хребте засыпаны концы самых крупных ледников: ледника Корженевского, Октябрь­ского, Саук-дарьинского. Ледник Нотгемейншафт не засыпан до самого конца, ледник Федченко на коротком отрезке в 6 км (только 8% длины ледника). Сильнее всего засыпаны концы ледников хребта Петра I: ледники Гармо в 15 км, лед­ник Финстервальдера на 8 км от конца — 50% их длины. Сильно засыпаны концы ледников Гандо и (на северном скло­не) — Сагран, Фортамбек, Мушкетова и других.

Типично-высокогорный рельеф хр. Петр I (около 5900 м абс. выс.). Левее — пики Агассиц и Сахарной Головы.

Ледник Финстервальдера — ледник туркестанского типа.

Когда попадаешь на засыпанные концы ледников, кажется, что находишься среди моренных холмов. Беспорядочные, чер­ные холмы разбросаны на поверхности. Льда местами совсем не видно. Но вглядевшись, обнаруживаем его в обрывах, срезающих холмы то с одной, то с другой стороны, и в трещинах. Лед обыкновенно прозрачней, зеленоватый, включений обломков щебня в нем мало. Трудно себе представить, чтобы щебень, покрывающий поверхность ледника, образовался в результате вытаивания из толщи льда. По-видимому, он «при­шел» со склонов. Под влиянием силы тяжести, передвигаемый ледниковыми ручьями, он распределяется слоем по всей по­верхности нижней части ледникового языка. Но поверхность ледника не может быть идеально ровной, и слой щебня есте­ственным образом будет тоньше на повышениях, толще — в понижениях.

Как же образуется бугристость ледниковой поверхности? В основном, здесь нужно различать два процесса. Первый, первичный по отношению ко второму, мы, следуя предложе­нию М.М. Ермолаева, можем назвать термокарстом. Чем отличается обычный карст от термокарста? В первом случае происходит растворение горной породы подземными водами, вынос растворенных продуктов, образование подзем­ных пустот, провалы кровли пустот и, в конечном счете, обра­зование различных провальных форм, как-то: воронок, «до­лин», польей и пр. Очень сходные процессы имеют место и в нижних частях памирских ледников. Мы уже говорили, что склоны ледниковых бугров срезаны трещинами; по ним происходят оседания, провалы участков льда, так же, как в «нормальном» карстовом ландшафте. Но раз лед оседает кни­зу, под ним образуются пустоты (опять-таки как в нормальном карсте).

Происхождение их может быть трояко. 1) Посмотрим на ледниковый поток, выбивающийся из-под ледника Федченко. Это — исток р. Сель-дарьи, головного участка мощной Мук-су. Поток выбивается из-под ледника, слегка фонтанируя. Он выносит из-под ледника песок, гальку, огромные валуны, загро­мождающие русло несколько ниже. Ложе ледника за счет выносимого материала понижается. Происходят просадки лед­никовой толщи и образование котловин на ее поверхности. 2) Огромный подледниковый поток, конечно, производит эро­зионную работу не только там, где он выходит на дневную поверхность, но и под толщей льда. Нужно подозревать слож­ную, изменчивую, расчлененную сеть подледниковых потоков, вроде подземных рек карстовых областей. Подледниковые речки — то здесь, то там — всюду, но неравномерно размывают основание ледниковой толщи, подтачивают ледник снизу. Создаваемые эрозионным путем подледниковые пустоты заполняются оседающим сверху льдом. 3) И, наконец, пос­ледний процесс, собственно процесс образования термокар­ста: подледниковые потоки питаются талыми, наледниковывыми водами. Температура последних значительно выше точки плавления льда. Попадая под лед, эти воды не сразу прини­мают температуру льда. Они отдают ему часть своего тепла, что вызывает подтаивание ледника снизу (так же, как в «нормальном» карсте происходит растворение породы подземными водами). И этим путем возникают подледнико­вые пустоты. Напряжение разрешается провалами кровли пу­стот. На поверхности ледника образуются трещины, по кото­рым происходит оседание ледяных глыб. Образуются леднико­вые котловины, между ними — ледниковые бугры.

Вид с конца ледника Северный Рундгорн на долину ледника Федченко.

Все возникающие таким образом формы родственны в одном отношении: они создаются в результате трансформации толщи самого ледника. Они осложняются процессами второго рода, связанными со взаимодействиями поверхности ледника с плащем щебня. Щебень, покрывающий нижние части ледников сплошь, будет иметь меньшую мощность на ледниковых буг­рах и большую — в понижениях между ледниковыми буграми. Таков естественный результат воздействия силы тяжести. Кот­ловины становятся фокусами, в которых концентрируется ще­бень. Неравномерная мощность покрова щебня создает не­равномерность условий нагревания ледниковой поверхности в различных ее точках. Там, где покров тоньше, нагревание, таяние, понижение поверхности ледника (главным образом ледниковых бугров) происходит быстрее.

Понятно, какой хаос ледниковых бугров и котловин должен возникнуть в результате взаимного сочетания обоих несогла­сованных процессов деградации ледниковой поверхности: 1) подтаивания ледника снизу и 2) неравномерного таяния сверху.

«Кающиеся». Остановимся еще на одной группе форм по­верхности фирна. Мы имеем в виду так называемые «каю­щиеся»1, название, мало характеризующее сущность явления и звучащее несколько странно.

Поверхность фирна иногда вся образует небольшие, кону­совидные повышения, напоминающие кочки и, пожалуй, «ко­ленопреклоненную толпу в белых саванах» — аналогия, обыч­но встречающаяся в литературе (отсюда и самое название «кающиеся»). «Кающиеся» — распространеннейшая форма мик­рорельефа ледников Центрального Памира. Их можно видеть всюду в окрестностях оз. Кара-куль (на ледниках склона хребта Сары-кол и т.д.), а также на Западном Памире (Пул­ковский перевал). Это — типичные образования низких широт. Область распространения: Анды, высокие потухшие вулканы Экваториальной Африки, Кара-корум, Гималаи (Эверест), Па­мир. Лишь в виде исключения и в зачаточном виде «кающие­ся» выражены в Альпах. Большая литература посвящена их образованию, но природа по-прежнему остается загадочной. Исследователи по очереди и без достаточных оснований искали различных объяснений: определенной экспозиции фирна по отношению к направлению солнечных лучей и преобладающим ветрам; связь с областями периодических, обильно выпадаю­щих осадков; зависимость от определенной структуры снега я фирна. Но какова бы ни была природа «кающихся», еще неразгаданная в деталях, они, несомненно, связаны с областями низких широт и интенсивной солнечной радиации. В основном, здесь играет, по-видимому, роль своеобразная «препарировка» поверхности фирна солнечными лучами, протекающая в условиях сильного испарения фирна. Различные точки поверхности реагируют на таяние и испарения различно. Ровная поверх­ность приобретает мелкобугристый характер.

«Кающиеся» Памира, поскольку можно судить в настоящее время (данных слишком недостаточно), встречаются в различ­ной экспозиции и лучше всего выражены на высотах около 5000 м. Они сравнительно невысоки — 50-80 см (описыва­лись в других районах «кающиеся» до 6 м высоты). Склоны асимметричны. Часто видно, как поверхность склонов «кающих­ся» проходит независимо от слоистости фирна и режет по­следнюю.

Мы говорили выше о типах ледников Памира. Мы остано­вились в последней главе на формах поверхности ледников, наиболее специфичных, особенно интересных, так как они вы­двигают ледники Памира (вместе с ледниками Тян-шаня) на особое место в нашем Союзе. Здесь нужно особенно бояться чрезмерно усердного подчеркивания сходства с альпийскими шаблонами. Наоборот, «собственное лицо» памирских ледни­ков должно быть особо подчеркнуто. В этой связи мы косну­лись береговых и отчасти срединных морен, абляционных ложбин, эрозионных наледниковых ложбин, засыпанных море­ной ледниковых языков, наконец, «кающихся».

Исчерпывается ли этим перечнем все многообразные формы поверхности ледников? Конечно, нет. Широко распростра­нены, но менее характерны именно для Памира (а потому и менее нам интересны) многие другие формы: ледниковые сераки (причудливые глыбы льда), трещины, ледниковые столы, ледниковые карманы и т.д. Здесь нет необходимости задерживаться на их описании.

Вертикальные границы льда и фирна. Начав сверху, мы охарактеризовали формы льда и фирна, разбросанные по наи­большим высотам. Какие гипсометрические границы опреде­ляют распространение фирна? Это прежде всего снеговая граница, выше которой выпадение снега полностью компенси­рует таяние и происходит аккумуляция снежных масс, уплот­няющихся в фирн и лед и стекающих по долинам в виде мощных ледяных рек.

Последняя оценка высоты снеговой границы дана Финстервальдером для хребта Петра I и Дарваза — Клебельсбергом. Высота снеговой линии повышается в юго-восточном направ­лении вместе с уменьшением количества осадков. В то время как в западной части хребта Петра I ее положение опреде­ляется всего в 4300, а в восточной — в 4500 м высоты, она лежит в верховьях р. Танымас на 4800, в группе Музкол на 5200, в хребте Сары-кол на 5400 м высоты1. Локальное пони­жение снеговой линии имеет место в верховьях ледника Федченко: влажные западные ветры проникают сюда через пе­ревал Кашал-аяк из долины р. Ванч. Снеговая линия лежит на высоте «всего» 4300 м.

Все эти цифры, как и самое понятие климатической снеговой линии, являются некоторым отвлечением, идеализа­цией действительных условий, гораздо более запутанных вслед­ствие влияния местных орографических факторов. Из них главнейшее — влияние экспозиции. Снеговая линия на обра­щенном к северу склоне долины может лежать на много сот метров ниже, чем на противоположном, обращенном к югу. Во всяком случае, выше этой границы происходит аккумуля­ция снежных масс и если только склон не чрезвычайно крут, на нем лежит снег. Ледники спускаются ниже. Концы больших долинных ледников Западного Памира опускаются ниже 3000 м над уровнем моря: л. Федченко — до 2900, л. Гармо — до 2950, л. Финстервальдера — до 2900 м. Особенно низко ле­жит конец ледника Географического общества — в верховьях р. Ванч, на высоте всего 2590 м. Чем далее на восток, тем выше и выше заканчиваются ледники. Причина этого явления, несомненно, климатическая.

Конец ледника Нотгемейншафт имеет отметку в 3600 м; ледника Корженевского в Заалайском хребте — 3800 м; ледника Октябрьского в Заалайском хребте — 4100 м.

Северный склон Бахиль-тау и Ак-тау.

Многие небольшие фирновные ледники хребта Сары-кол заканчиваются на высоте уже 4500-4900 м; концы маленьких ледников вообще выше, чем концы больших.

Мы получаем, таким образом, некоторую прихотливую, из­вилистую, не горизонтальную линию, выше которой на скло­нах гор и в долинах постоянно господствуют снег, фирн и лед.

С формами льда и фирна мы познакомились ранее.

Ниже господствуют голые горные склоны. Они подверга­ются интенсивнейшему разрушению агентами выветривания, работающими в своеобразных условиях резко континенталь­ного и одновременно высокогорного климата.

Каковы же основные типы рельефа, создаваемые этими агентами и как эти формы образуются?

Но прежде всего (совершенно естественно) после современ­ных ледников опишем признаки древнего оледенения.

ФОРМЫ ДРЕВНЕГО ОЛЕДЕНЕНИЯ

Современное оледенение имеет в Центральном Памире срав­нительно скромные размеры. Древнее оледенение имело не­сравненно больший размах. Формы древнего оледенения — одни из основных в ландшафте Центрального Памира. Воздействие ледников на рельеф может быть двояким: разру­шение и накопление, углубление ледниковых долин и аккуму­ляция моренных ландшафтов. Центральный Памир является областью аккумуляции древних ледников1. Ледниковые ланд­шафты представлены одним и тем же преобладающим типом: холмисто-моренным ландшафтом. Большие пространства, имею­щие вид широких языков и лопастей, покрыты бесконечно чередующимися, повторяющими друг друга моренами-холмами, округлыми, вытянутыми, разбросанными бок-о-бок, без видимой закономерности и ориентировки. Однообразно бурый ха­рактер имеют валуны, покрытые загаром.

Долина р. Зеравшан.

Центральный Памир. Контуры этих ландшафтов позволяют восстановить и контуры массивных лопастьевидных ледников подножья эпохи оледенения. Таковы были большие перемет­ные (переливавшиеся через водоразделы) ледники восточной окраины Заалайского хребта, спускавшиеся к Каракульской котловине (к югу) и Марканской котловине (к северо-востоку). Еще типичнее многочисленные лопастьевидные ледники под­ножья, спускавшиеся с северного склона Заалайского хребта в Алайскую долину. Южнее многие из них описаны В.И. По­повым. Он отмечает, например, в бассейне Таш-кола (южнее оз. Кара-куль) следующую картину:

«Центром оледенения служил мощный массив Таш-кол. Из всех долин, прорезающих Таш-кол, спускались мощ­ные долинные ледники... Эти долинные ледники, выходя из гор в долину Кокуй бель-су, расширялись, принимали веерообразную форму и сливались друг с другом, образуя типичный ледник подножья... Размеры Ташкольского лед­ника подножья: длина 10-12 км, ширина 3-4 км» (3, 9).

Основной тип древнего оледенения Центрального Памира — широкие ледники подножья. Орография (слабая рассеченность рельефа, наличие широких котловин) накладывала свой отпечаток на формы древних ледников так же, как и на формы современных. Ледники такого «высокого ранга» в настоящее время имеются в высоких широтах, в Аляске. В ледниковом периоде такие же ледники лежали в равнинных предгорьях Альп, правда, на высоте 800-1000 м, а не 3700-4000 м, как в Центральном Памире.

Западный Памир также изобилует следами ледниковой ак­кумуляции. Участки холмисто-моренного ландшафта встреча­ются в ледниковых долинах, отмечая границы распространения огромных долинных ледников. Береговые морены тянутся по склепам долин (правый склон долины Хингоу). Исключительно эффектны береговые морены левого склона Мук-су у кишлаков Мук и Девсиар. Здесь на склонах долины, на высоте до 700 м над рекой, видны многочисленные террасы. Число их значительно больше 10. Каждая в отдельности не прослежи­вается сколько-нибудь далеко в горизонтальном направлении. Поверхность на фоне бурого хребта подчеркивается желтизной ячменных палей таджиков, обитателей кишлаков Мук и Девсиар. Какого происхождения эти террасы? Вопрос решает сла­гающий их материал — типичный ледниковый моренный сугли­нок. Это — обрывки береговых морен древнего Мукского лед­ника, располагающиеся многими ярусами, отмечающие стадии постепенного понижения поверхности ледника и его общего сокращения.

Формы древнеледниковой аккумуляции одинаково широко распространены и в Центральном и в Западном Памире. Но в области последнего они группируются в сравнительно узкие и длинные комплексы, отвечающие вытянутым контурам до­линных ледников Западного Памира.

Основное отличие от других горных стран. Общей чертой является отсутствие отчетливой дифференциации древнеледниковых ландшафтов на составные части. Поясним это срав­нением с Альпами. В Альпах выработано понятие так назы­ваемого ледникового комплекса (А. Пенк), состоящего из не­скольких частей. Если идти вниз (к концу древнего ледника), мы по очереди пересечем так называемую центральную де­прессию (языковый бассейн) — понижение, «выпаханное» язы­ком ледника. В его нижнем конце расположены эллипсоидальные холмы, сложенные мореной — так наз. друмлины. Здесь же иногда тянутся длинные галечные валы — озы. Еще дальше начинается так называемый ледниковый амфитеатр. Он со­стоит из нескольких концентрических дуг конечных морен, отмечающих несколько последующих стадий убывания конца ледника. В памирских древнеледниковых ландшафтах такой отчетливой дифференциации отдельных составных частей не наблюдается. Даже конечные морены в виде хорошо оформ­ленных гряд не выражены (Северный Памир) или выражены не всегда (в Южном Памире?). Можно только различать отдельно холмисто-моренные участки, отвечающие всей или большей части ледникового языка (лопасти), и береговые морены.

Моренные террасы (боковые морены оседания) над кишлаками Мук и Девсиар. Внизу — р. Мук-су.

Такое различие — специфическое для Памира — имеет свои генетические причины. Ведь нижние части памирских ледни­ков засыпаны щебнем. Мощность его неравномерна. Пред­положим, что ледник растаял. Плащ щебня поверхностной морены спроектируется на дно долины. Там, где мощность щебня была больше, образуются моренные холмы. В про­межутке между ними окажутся котловины. Возникнет хол­мисто-моренный ландшафт. Он более или менее однороден в различных своих частях. Предположим, что растает ледник Гармо. Свидетелем его прежнего распространения; будет полоса холмисто-моренного рельефа длиной около 15 км (длина засы­панной части ледника). Как и современные ледники Памира, древние (эпохи оледенения) были, по всей вероятности, за­сыпаны мореной. После того как они растаяли, остались однообразные холмисто-моренные площади.

Тип древнеледниковых ландшафтов Памира своеобразен, как и типы современных ледников.

Много индивидуального представляла в ледниковое время котловина оз. Каранкуль. Древнеморенные ландшафты доходят лишь до северного берега озера (3910 м абс. выс.). Они закан­чиваются, отступив от восточного берега озера на высоте около 4000 м. Признаки заполнения льдом или фирном всей (или большей части) озерной котловины в ледниковое время отсутствуют. Но логически мы должны это предполагать. И сейчас в глинистых берегах озера залегает лед. Это обра­зование современное (хотя бы частично), отвечающее совре­менной климатической обстановке. У южного берега озера в низовьях р. Музкол описывались (Свен-Гедин и др.) обшир­ные наледи, переживающие порой и лето, существующие, воз­можно, несколько лет подряд. Лед в Каракульской котловине и сейчас с трудом стаивает в течение лета. Но в ледни­ковом периоде условия для его сохранения были еще благо­приятнее. Логически нужно предполагать, что лед, а, может быть, фирн, пользовался большим развитием, заполняя какую-то часть котловины. Замкнутая форма котловины мешала его движению. Лед (фирн) лежал неподвижно. Он не эродировал ложа и не отлагал морен, мог и не оставить видимых следов своего существования. Они восстанавливаются лишь путем теоретического рассуждения. Такие же условия оледенения предполагаются и в Тибете (Тринклер, Свен-Гедин)1.

Северный склон восточной части хр. Петра I. Голый склон, почти не защищенный покровом наноса от разрушительного воздействия атмосферных агентов.

Еще одну оговорку, уточняющую механизм образования древнеморенных ландшафтов, необходимо сделать. Каменные россыпи впереди современных ледников, образующиеся в ре­зультате «течения» каменных рек, очень ярко указывают, что и рыхлые «древние» накопления, которые обычно толкуются как ледниковые, имеют в сущности двойственную природу. Они только частично отложены ледниками и в некоторой не­маловажной части представляют продукт движения рыхлых масс щебня со склонов ко дну долины, где и происходит их аккумуляция и зарастание. При этом возникают и холмистые, псевдо-моренные ландшафты. Процессы ледниковой аккумуля­ции и солифлюкции переплетаются тесно и, в сущности, не­разрывно.

Древнеледниковые ландшафты распространены широко и в западной части Памира. Тем не менее, на Западном Памире они играют несравненно меньшую относительную роль в ланд­шафте, так как подавляются огромными размерами речных долин.

В одном основном отношении морфологическая роль древ­него оледенения в Центральном и Западном Памире была раз­личной.

Ледниковая эрозия. Мы отмечали уже, что Центральный Памир нужно рассматривать как область древнеледниковой ак­кумуляции, Западный Памир — область одновременного воз­действия древнеледниковой аккумуляции и древнеледниковой эрозии. Последняя наложила свой отпечаток на формы речных долин. Большие долинные ледники расширяли речные долины, придали склонам вогнутый характер, поперечному профилю так называемую U-образную форму — форму трога. Нередко форма трогов в поперечном профиле оказывается сложной. На склонах видны перегибы, как бы террасы, так наз. «заплечики» (Д.В. Наливкин, В.И. Попов). Форму трогов имеют долины pp. Танымаса, Балянд-киика в северной части Памира, долины всех или почти всех рек Южного Памира. Нужно, однако, заметить, что в то время как одни исследователи квалифи­цируют огромное большинство долин Памира как троги и притом сложные, другие избегают пользоваться самым тер­мином «трог» и отмечают, что роль ледников в формирова­нии долины Памира была незначительна (значительно меньше, чем, например, в Альпах). Такова точка зрения Клебельсберга. Но и помимо формы долин, эрозия ледников оставила до­статочно показательные, хотя и менее крупные следы: разно­образные курчавые скалы, бараньи лбы, ледниковые шрамы. Мы выдвинули характеристику древне ледниковых форм на одно из первых мест в порядке настоящего изложения, во-первых, чтобы иметь возможность рассмотреть их непо­средственно в связи и после форм современного оледенения; во-вторых, следует подчеркнуть, что форма древнего оледене­ния Памира — может быть, единственная крупная категория древних, мертвых форм, подвергающихся в дальнейшем не развитию, а деградации. Весь остальной комплекс форм и процессы, их образующие, рассмотрим в тесной взаимосвязи, и придерживаясь следующего порядка: начиная верхними частями склонов и кончая дном долин (Западный Памир) или котловинами (Центральный Памир).

Центральный Памир. Представим себе, что мы находимся на склоне хребта Сарыкол, к востоку от оз. Карамкуль, только что спустились с фирнового ледника и стоим на высоте около 5000 м. По сторонам и внизу простираются сравнительно по­логие мягкие склоны. За редкими исключениями, нигде не видно скал. Склоны затянуты равномерной пеленой рыхлого, суглинистого наноса. В состав его входят и суглинистый мел­козем, и песок, и крупные валуны гранита. Гранитами же сложен и коренной остов хребта. Уже это совпадение соста­ва наводит на мысль, что валунный суглинок — продукт вы­ветривания, элювий коренных гранитов. Правда, он напоми­нает по составу и морены ледников. Но здесь, очевидно, простая конвергенция признаков. Плащ валунного суглинка совершенно равномерно вуалирует склоны. Он залегает не­зависимо от условий рельефа. Он сам по себе не образует и признаков того холмистого рельефа, который так характерен для морен. Особенно безусловно элювиальное происхожде­ние валунного суглинка выступает у (северного берега оз. Кара­куль. Здесь расположено несколько невысоких холмов. Одни из них сложены серыми гранитами, другие — черными мета­морфическими сланцами. На первых мы видим только тот же валунный суглинок с валунами гранита, на вторых — рос­сыпи сланцев. Очевидно, что при ледниковом происхождении валунного суглинка, предполагающем его принос со стороны, произошло бы перемешивание гранитного материала со слан­цевым. В действительности же этого не наблюдается.

Процесс накопления валунного элювиального суглинка есть результат выветривания коренного остова хребтов. Целый комплекс условий создает обстановку, оптимальную для про­цессов выветривания в Центральном Памире. Главнейшие из них — климатические, способствующие резким и быстрым ко­лебаниям температуры и, следовательно, быстрым изменениям объема породы, созданию в ней внутренних напряжений, ко­торые разряжаются образованием трещин.

Основные факторы выветривания: большая абсолютная вы­сота (4-5 км) и, следовательно, разреженность атмосферы, малое содержание паров воды, безоблачность неба, сухость поверхности склонов гор (небольшие ледники, расположенные выше, дают сравнительно мало воды) и поэтому малая их те­плоемкость, а также отсутствие замедления нагревания под влиянием испарения; почти полное отсутствие растительного покрова в этой высокогорной пустыне. Все это в равной степени способствует и быстрому нагреванию и быстрому охлаждению склонов. Склоны сложены гранитами, легко под­дающимися выветриванию. Но выветривание может достиг­нуть большого эффекта лишь в том случае, если продукты выветривания по возможности быстро удаляются со склонов к низу и коренные породы вновь и вновь выступают на днев­ную поверхность (так называемое «обновление экспозиции»). В этом отношении условия Центрального Памира менее бла­гоприятны. Ведь склоны гор сравнительно пологи, а движения рыхлых продуктов к низу тем быстрее, чем склон круче. Но другое обстоятельство компенсирует отрицательную роль только что указанного фактора, это — неоднородный механи­ческий состав валунного суглинка. Рыхлые массы движутся тем легче, чем менее однороден их состав. Мелкозем играет роль смазки, уменьшая трение. Он способствует движению таким же образом, как в других районах движению способствует влага, почти отсутствующая в толще поверхностного наноса Центрального Памира. Самый исключительно не­однородный механический состав есть результат «су­хого выветривания» породы без участия воды, вымывающей глинистые частицы. Движение таких неоднородных элювиаль­ных масс происходит, например, в Андах (у южного края Пумы в пустыне Атакама) при незначительном угле наклона 5°. И в Куэнь-луне известны такие же толщи элювиальных валун­ных суглинков. Они совсем недавно описаны де Терра (de Terra). Элювиальные валунные суглинки — специфическая фа­ция наноса склонов Центрального Памира.

Центральный Памир. Слоистые озерные отложения оз. Кара-куль.

Западный Памир. Иначе образуются и движутся вниз про­дукты механического выветривания на Западном Памире. Раз­личие определяют: большая крутизна, высота и расчлененность склонов; более значительное оледенение гребней (вслед­ствие их более значительной высоты и более низкого положе­ния снеговой линии очень значительная верхняя часть гребней служит областью накопления снега и льда). Последнее обстоя­тельство создает интенсивное пропитывание талыми водами как трещин в коренной породе, так и масс рыхлых накоплений. Вода, почти отсутствующий фактор выветрива­ния и движения в Центральном Памире — могу­чий агент и выветривания и движения рыхлых масс по склонам на Западном Памире.

Большое содержание паров в воздухе, более значительная облачность, сравнительно высокая теплоемкость породы, про­питанной водой, создают менее благоприятные условия для быстрого нагревания и охлаждения породы, а значит и для выветривания. Способствует выветриванию: сильная рассеченность и, следовательно, большая площадь склонов; крутой наклон, вызывающий быстрое удаление продуктов выветрива­ния и обновления экспозиции и, главное, появление воды как фактора так называемого морозного выветрива­ния. Вода, проникающая в трещины породы, то замерзает, то оттаивает. Эта перемена может происходить многократно в те­чение суток; каждый раз замерзая, вода увеличивает свой объем и расширяет трещины. Трещины растут во всех напра­влениях, пересекаются, отделяя от коренной породы отдельные глыбы, порода превращается в россыпь обломков.

Но интенсивность выветривания и движения продуктов вы­ветривания — два взаимосвязанных процесса. Чем быстрее уда­ляются эти продукты, тем сильнее (при прочих равных усло­виях) протекают процессы выветривания и тем, с другой стороны, большие массы движутся вниз по склонам.

Какова же относительная интенсивность процессов движе­ния рыхлых масс на Западном Памире по сравнению с Цен­тральным Памиром? Один из факторов при сравнении оказы­вается отрицательным. Вода, пропитывающая продукты вы­ветривания Западного Памира, вымывает из них мелкозем. Остаются более крупные обломки, преимущественно щебень.

Фации отложений склонов. Фация щебня может считаться основной фацией поверхностных отложений склонов Западного Памира, так же как фация валунного суглинка является основ­ной на склонах гор Центрального Памира.

Вода с избытком компенсирует отсутствие мелкозема. Роль ее в движении щебня многообразна. Ледниковые ручьи несут отдельные обломки, перекатывая их по своему дну; вода, смачивая поверхность отдельных обломков, делает их скольз­кими, уменьшая трение при движении; вода, замерзая в толще щебня, образует прослои и линзы льда, скользкая поверх­ность которых является настоящим катком. По крутым склонам щебень быстро движется вниз. Процесс движения идет, не­сомненно, быстрее, чем в Центральном Памире.

Да и самая форма склонов, рассеченных ложбинами, способ­ствует этому движению. Ложбины становятся руслами «ка­менных рек». Каменные реки «текут» к низу.

Роль солифлюкции. Процессы «течения» щебня, или, как чаще говорится, солифлюкции (буквальный перевод «течение почвы») — основной процесс движения рыхлых продуктов вы­ветривания на склонах гор Западного Памира. Процесс со­лифлюкции наблюдается здесь повсеместно. Эффект его гро­маден. Продукты солифлюкции, спускаясь к местным базисам денудации (долинам), отлагаются в чис