CC BY
47
УДК 911.2:551.4
Н.Н.Михайлов, О.В,Останин, К.Фукуи.
ГЛЯЦИАЛЬНО-МЕРЗЛОТНЫЕ КАМЕННЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ АЛТАЯ И ИХ ИЗМЕНЕНИЯ
История исследований. На каменные образования в горных странах, похожие на потоки и получившие название «rock glaciers» (каменные глетчеры), исследователи впервые стали обращать внимание более 120 лет назад. Расположенные в труднодоступных горных районах, каменные глетчеры описывались попутно, при проведении различных исследований. В результате об этих каменных образованиях имелись лишь отдельные отрывочные сведения, хотя встречались и небольшие работы, полностью посвященные им. Длительное время изучением гляциально-мерзлотных каменных образований преимущественно занимались в Северной Америке и Западной Европе. Новый этап в их изучении начался после появления обобщающего труда К. Wahrhafitig и А. Сох [1], в котором были обобщены имеющиеся сведения и определены задачи дальнейшего изучения каменных глетчеров. Фундаментальным трудом по каменным образованиям горных территорий стал сборник трудов ученых США, Канады, Франции, Германии и Аргентины, появившийся в 1987 году [2]. В нашей стране анализ имеющихся данных по каменным глетчерам был дан А.Ф. Глазовским [3], В.В. Замо-руевым [4,5], А. П. Горбуновым [6]. Как бы подводя итог этим исследованиям, была подготовлена монография А. П. Горбунова и С.Н. Титкова «Каменные глетчеры Средней Азии» [7]. На Алтае гляциально-мерзлотные каменные образования рассматривались в работах В.В. Заморуева [4,5], Л.Н. Ивановского [8, 9, 10], А.Р. Агатовой и др. [11], Н.Н. Михайлова и О. В. Останина [12, 13, 14] и упоминаются во многих других работах. В целом, к настоящему времени насчитывается более тысячи научных работ в той или иной степени касающихся гляциально-мерзлотных каменных образований в горах. Однако, по-прежнему многие вопросы существования горных гляциально-мерзлотных объектов являются проблемными. Особенно важным стало их изучение в последние годы в связи с активным освоением горных территорий России.
Терминология и классификация. Проблемы терминологии и классификации гляциально-мерзлотных каменных образований неоднократно поднимались и рассматривались в литературе [3, 5, 7, 15, 16]. Отсутствие единых и четких морфогенетических критериев выделения этих образований привело к распространению в литературе разнообразных терминов: псевдотеррасы, псевдоморены, нивально-осыпные валы, забронированные глетчеры, каменные глетчеры, комплексные каменные глетчеры, щебенчатые ледники. В англоязычной литературе отмечается еще большее разнообразие названий. На наш взгляд термин «гляциально-мерзлотные каменные образования» может объединить все подобные образования и позволяет рассматривать их с ледниковой (гляциальной), мерзлотной (криогенной) и обвально-осыпной (гравитационной) позиции. Однако это не решает вопроса связанного с множеством взглядов на их морфологию, строение, динамику и особенности развития.
© Н. Н, Михайлов, О. В. Останин, К. Фукуи, 2007
Рис, 1. Каменный глетчер. Фото Михайлова Н.Н., 2004 г.
По генезису и внутреннему строению на Алтае можно выделить три основных типа подобных природных объектов: «забронированные ледники», «каменные глетчеры» и «каменные потоки». Имеются целые горные участки с проявлением этих форм рельефа. Однако в настоящее время они исследованы недостаточно.
Каменный глетчер (каменный ледник). Сам термин «каменный глетчер» восходит к английскому «rock glacier», которым американские геологи в конце XIX века в Скалистых горах именовали огромные скопления обломков горных пород, напоминавшие по форме долинные ледники. В 30-х года XX века этот термин попал в отечественную научную литературу и достаточно прочно в ней укрепился.
Согласно Гляциологическому словарю [17] «каменный глетчер—это поток каменного материала в карах, на днищах и на склонах, по форме отдаленно напоминающий ледник». В Географическом словаре [18] трактуется эта форма рельефа, как «скопление каменного материала (иногда с ледяным ядром) в карах, долинах и на склонах, образующееся вследствие постепенного сокращения ледников или в результате массового нисходящего движения обломочного материала в условиях частой смены процессов промерзания и оттаивания грунтов». Один из ведущих отечественных специалистов по каменным глетчерам А. П. Горбунов [19] определяет каменный глетчер как «скопление сцементированного льдом грубообломочного материала в горах, по форме напоминающее ледники, а иногда лавовые потоки, и обладающее способностью к самостоятельному движению». JI. Н. Ивановский, который много работал на Алтае, выделял каменные глетчеры, как «распространенную форму накопления моренных отложений» [9]. К. Wahr-hafitig и А. Сох [1] пришли к выводу, что каменные глетчеры являются самостоятельными формами рельефа, независимыми от ледников (рис. 1).
Если строго подходить к пониманию такого природного объекта как ледник, то следует помнить, что—это «масса льда преимущественно атмосферного происхождения, испытывающая вязко-пластическое течение под действием силы тяжести и принявшая форму потока, системы потоков, купола (щита) или плавучей плиты» [17]. Таким образом, «каменный глетчер» никак не может быть ледником, хотя некоторые характеристики ледника присущи и для него (течение под действием силы тяжести, вязко-пластическое течение льда (при наличии ледникового ядра), форма потока). В то же время сами ледники могут приобретать черты присущие «каменным глетчерам», такие как, перекрытие обломочным материалом (осыпным и обвальным) языков ледников и образование бронирующей морены. Такие объекты называются «бронированные или забронированные» ледники («забронированные глетчеры»). Сторонники теории ледникового происхождения каменных глетчеров считают причиной их образования консервацию ледникового льда под обломочным чехлом разного происхождения, главным образом моренного [5, 10, 20]. Роль мерзлотных процессов часто при этом сводится лишь к консервации погребенных льдов в условиях сурового климата. Вместе с тем, обломочный материал в районах образования бронирующих морен в основном представлен обломками горных пород, приходящих с осыпями и обвалами и лишь иногда к нему примешиваются обломки уже испытавшие ледниковую обработку (т.е. собственно моренный материал). Это тот же обвально-осыпной материал, который формирует каменные глетчеры в других случаях. Разница только в процессе, формирующем каменный чехол объекта, и в происхождении льда. Вероятно, следует согласиться с мнением Л.Н. Ивановского [9] и Е.В. Максимова [21], выделяющих «забронированные ледники», как этап в развитии каменных глетчеров. Такие каменно-гляциальные объекты являются ледниками и подчиняются всем закономерностям развития обычных ледников. Каменные языки таких ледников можно рассматривать как стадиальные формы моренно-ледникового рельефа. Строение языка забронированного ледника представляется следующим: сверху располагается чехол обломочного материала, подстилаемый мерзлым ядром, состоящим из ледникового льда.
Эволюция забронированных ледников на современном этапе развития оледенения приводит к образованию собственно «каменных глетчеров», когда в результате деградации ледников их поверхность полностью или большей частью перекрывается обломочным материалом, сохраняя ледниковое ядро. Процесс формирования такого «каменного глетчера» описан на Алтае [9]. На различных этапах его образования в теле каменного глетчера появляются участки мертвого ледникового льда. Очевидно, на этом этапе значительную роль начинают играть криогенные процессы, которые проявляются не только в верхней части обломочной толщи, но и вблизи ледникового ядра. Верхняя часть каменного глетчера еще может быть представлена небольшим ледником, который постепенно теряет связь с нижней «забронированной» частью, пока ледник не стает окончательно или не будет также засыпан обломочным материалом. В последнем случае он представляет собой завершающую часть формирования «каменного глетчера».
В этом случае необходимо определить разницу или границу между «забронированным ледником» и «каменным глетчером». Е.В. Максимов [21] выделял «ледники с моренным чехлом» и относил к ним крупные ледники горных стран, языки которых только прикрыты тонким слоем осыпного и моренного материала, и «забронированные ледники», которые «в своих нижних частях покрыты мощным слоем морены». Очевидно, «забронированным ледником» следует считать каменно-гляциаль-ный объект, развивающейся как ледник и имеющий непосредственную связь с забронированной частью. При этом бронирующий чехол предохраняет лед от быстрого
таяния, в периоды деградации, и усиливает его распространение вниз по горной долине, в периоды активизации. Переход таких ледников в «каменные глетчеры» происходит при перекрытии большей части поверхности ледника моренно-осыпным и обвальным материалом.
Такие «каменные глетчеры», очевидно, могут существовать достаточно длительное время. В конечном итоге они могут перейти в разряд «каменных потоков», когда глетчерный лед будет замещен вторичным инфильтрационным льдом, если ход природного процесса не будет вновь нарушен активизацией оледенения. Каменные глетчеры, как правило, располагаются в верховьях основных и боковых долин, в цирках и карах боковых отрогов.
Важнейшим вопросом существования гляциально-мерзлотных каменных образований в горах является время их образования и пути эволюции. Вообще условия для их зарождения появились еще в конце плиоцена и периодически возникали в течение всего плейстоцена. Однако доголоценовые гляциально-мерзлотные каменные образования почти не сохранились [22]. Наиболее широко распространенная точка зрения в основном связывает их образование с послеледниковьем—голоценом [6, 7, 8, 9, 22, 23, 24]. Так на Тянь-Шане А. П. Горбунов [19] выделил два периода формирования каменных глетчеров. Первый относится им к периоду 2000-4000 лет назад, второй—4000-8000 лет назад. В основном попытки датирования гляциально-мерзлотных каменных образований связаны с анализом их относительного пространственного расположения в системе плейстоценовых и голоценовых морен ледников [7], а так же в системе высотных уровней днищ каров [16].
На Алтае образование забронированных ледников мы относим к позднему голоцену [25, 26, 27]. Они преимущественно связаны с позднеголоценовым этапом ледниковой активизации, который может быть отнесен к последним 2500 лет.
Наиболее крупные каменные глетчеры начали зарождаться в конце позднего неоплейстоцена, после максимума последней ледниковой эпохи. Они имеют несколько наползающих друг на друга обломочных генераций. Примеры таких образований встречаются на Тянь-Шане (например, каменный глетчер Бытый в Киргизском Алатау). На Алтае таких каменных глетчеров нами не встречено. Основную часть этих образований на Алтае следует отнести к среднему голоцену, когда большинство ледников сильно деградировали и исчезали. Это подтверждает и тот факт, что некоторые каменные глетчеры либо частично, либо полностью перекрыты моренным материалом Малого ледникового периода. Незадернованность фронтов и поверхностей некоторых каменных глетчеров, очень малое развитие или отсутствие на их каменном материале лишайников дает основание считать их активными с начала современной регрессивной стадии ледников (см. рис. 1).
Каменные потоки. Они не связаны с оледенением и являются исключительно мерзлотными образованиями. Обломочный материал, таких объектов, имеет преимущественно лавинно-осыпное и обвальное происхождение, а лед возникает в результате проникновения в каменную толщу талых и дождевых вод, переноса снега и его погребения. Такие объекты, как правило, формируются на склонах горных долин, иногда в древнеледниковых цирках и карах, без участия оледенения. Они образуются в результате преобразования осыпей и обвалов под влиянием мерзлотных деформаций на склонах. Их языки опускаются на днища долин, где формируются, обычно их расширенные участки. Эти объекты, на наш взгляд, не следует называть «каменными глетчерами», т. к. они не имеют отношения к ледникам, хотя и могут развиваться похожими путями. Вероятно, правильнее их называть «каменными потоками» [8, 9, 10]
или «каменными наплывами». Именно эти объекты являются самостоятельными и са-моразвивающимися в понимании [1].
Каменные потоки имеют различный возраст, в зависимости от их местоположения относительно плейстоценовых и голоценовых морен. Некоторые наиболее низко расположенные каменные потоки, например, в долине р. Талдура (Южно-Чуйский хребет), располагающиеся за пределами максимальных морен второго поздненеоплей-стоценового оледенения, могли возникнуть в поздненеоплейстоценовом интермегаста-диале и развиваться на протяжении последнего оледенения и голоцена. Однако, большинство каменных потоков расположены как раз в зоне воздействия последнего (второго поздненеоплейстоценового) оледенения. Поэтому начало их формирования можно отнести к периоду деградации этого оледенения и голоцену [26, 27].
Современные климатические изменения создали условия для активизации каменных потоков. Отдельные потоки сползают со склонов и «наступают» на лесные массивы, ломают стволы деревьев и частично, либо полностью погребают их, а также заваливают и деформируют деревья, произрастающие на их поверхности. Так, в 2004 г. на уступе в центре фронтальной части одного из активных потоков в долине р. Аккол (хр. Южно-Чуйский) Фукуи К. были отобраны два небольших фрагмента древесины, погребенные обломочным материалом. Их возраст по 14С составил 550±20 лет или 548±21 (РЬБ-4800‘) и 295±20 лет или 293±21 (Р1Х>-47991). Причину их гибели определить невозможно, из-за малого количества материала. Их расположение, в центре фронтальной части, дает основание предполагать, что деревья могли произрастать на поверхности каменного потока, и были придавлены каменным материалом, в периоды активизаций потоков.
Деревья, произрастающие на поверхности каменных потоков, в понижениях между наплывами, представлены разновозрастными экземплярами. При этом отмечается сильное искривление стволов из-за медленного сползания подстилающих поверхностей и изменения их наклонов, а так же деформация стволов из-за напора на них непосредственно фронтов или отдельного ссыпающегося каменного материала.
При нарушениях верхней границы лесного массива на склонах долин каменными потоками восстановление ее на прежнем высотном уровне на их поверхности происходит очень медленно. Молодые генерации деревьев встречаются только в нижних частях потоков, что на наш взгляд говорит о преобладании скорости сползания натечных форм над скоростью развития лесного массива.
Слабая изученность, частая встречаемость, усиление процессов образования каменных глетчеров и активизация каменных потоков на последнем историческом этапе развития природы Алтайских гор, предопределило программу и содержание наших исследований, которые проводились совместно с коллегами из Национального института полярных исследований (Япония) в течение 2003-2006 годов. В ходе этих исследований проводилось выявление пространственного расположения каменных глетчеров и потоков, определялось их современное состояние, развитие термокарстовых процессов, проводилось наблюдения за движением фронтов и поверхности каменных потоков и термическим режимом верхней части толщи.
Их идентификация производилась с помощью стандартных дистанционных и полевых методов гляцио-геоморфологического анализа и картографирования. К основным морфологическим признакам гляциально-мерзлотных каменных образований были отнесены следующие: подковообразная в плане и выпуклая натечная форма; фронтальный уступ, заканчивающийся осыпным шлейфом; напорные и ударные валы у его
1 Радиоуглеродный анализ проведен в Национальном институте полярных исследований, Токио (Япония).
Рис. 2. Распределение гляциально-мерзлотных каменных образований в зависимости от экспозиции (в хр. Южно-Чуйском (а) и на Южном Алтае (б)
основания; натечные ступени, придающий характерный ложбино-грядовый рельеф; наличие во фронтальной их части множества ручьев и ключей и маргинальных каналов между коренным склоном и боковым уступом [28]. При описании гляциально-мерзлотных каменных образований выявлялись определенные параметры [14].
Характерной особенностью гляциально-мерзлотных каменных образований является их движение. На Алтае наблюдения за их динамикой до сих пор не проводилось. В период 2003-2005 гг. перед фронтальными уступами пяти выбранных потоков в долине р. Аккол (Южно-Чуйский хребет) нами проводилась ежегодная теодолитная съемка фронтов потоков. Это позволило составить картосхемы расположения гляциально-мерзлотных каменных образований на Алтае и составить их каталог.
Результаты исследований. Наибольшее количество гляциально-мерзлотных образований на Алтае отмечено в Южно-Чуйском, Северо-Чуйском хребтах Центрального Алтая и хребте Южный Алтай. Нами были составлены схемы их распространения для Южно-Чуйского хребта и хребта Южный Алтай. На первом из них обнаружено 334 объекта, на втором—481 объектов, из них каменных глетчеров—99 и 203 соответственно, 118 и 103—каменных потоков, 117 и 175—каменных комплексов2. Суммарная площадь гляциально-мерзлотных каменных образований на Южно-Чуйском хребте составляет 106,4 км2, на Южном Алтае—156,7 км2, из которых на долю каменных глетчеров приходится 40,4 и 69,6 км2 соответственно, на долю потоков—16,9 и 15,4 км2 и на долю комплексов—49,1 и 71,7 км2 . Выяснилось, что в целом гляци-ально-мерзлотные каменные образования в хребтах распространены достаточно равномерно, не формируя выделяющихся центров концентрации.
Широтное простирание хребтов, господство западных и юго-западных ветров создают условия для экспозиционной зависимости развития каменных образований.
Почти 70% этих образований имеют северную, северо-западную и северо-восточную экспозицию (рис. 2), что так же определяется и более благоприятными условиями для существования многолетней мерзлоты на северных склонах, чем на южных.
2 Комплексы каменных потоков - это сливающиеся каменные потоки, которые образуют при-склоновые потоковые поля, где трудно выделить отдельные потоки.
Наименьшее число гляциально-мерзлотных образований располагается на юго-западных, южных и юго-восточных склонах. Зависимость от экспозиции наблюдается и в формирование типа гляциально-мерзлотных каменных образований. Так, например, каменные глетчеры в основном формируются на склонах северных и северо-восточных экспозиций (затененных подветренных), а каменные потоки и комплексы—на северных и северо-западных (затененных наветренных). Это указывает на различные условия их формирования и генезиса. С наветренных склонов снежный покров сметается, в результате подстилающая поверхность подвержена большему промерзанию и развитию мерзлотной составляющей каменных образований. Перевивающийся снег, на подветренной стороне аккумулируется—формируется гляциальная составляющая.
Индивидуальные особенности долин осложняют условия формирования каменных образований. Так, например, в долине р. Талдура распространение каменных комплексов прерывается выходами коренных пород, и извилистостью самой долины (изменяется экспозиция склонов). Следует отметить также и то, что каменные потоки находятся на большем удалении от крупных современных центров оледенения (-1200 м), чем каменные глетчеры.
Высотные пределы расположения гляциально-мерзлотных каменных образований на Южно-Чуйском хребте были определены: в долине р. Талдура в интервале высот от 2000 до 2500 м, в долине рр. Аккол и Кара-Оюк—2300-2500 м.
О продолжающемся движении гляциально-мерзлотных каменных образований свидетельствуют как косвенные признаки («пьяный» лес, отдельные наклонные или упавшие деревья, напорные валы, осыпающиеся фронт и др.), так и инструментальные наблюдения (теодолитная съемка) (рис. 3). Съемка проводилась в долине р. Аккол (Южно-Чуйский хребет) на высоте 2550 метров (за двумя потоками) и на высоте 2300 метров (за тремя потоками). Часть данных потоков представляют собой новые генерации наплывов (с незадернованной поверхностью, фронтальный уступ, заканчивающиеся осыпным шлейфом), которые наползают на более поздние (заросшие травянистой растительностью, кустарниками и деревьями, фронтальный уступ не осыпается и вы-положен). Каменные потоки № 2-3 (см. рис. 2) не перекрывают поздние, а формируются на их поверхности. Скорость наползания не столь высока (~3-4 см/год) и направления движений контрольных точек теодолитной съемки более хаотичные. Каменные потоки №1 и №4 (см. рис. 3) целиком перекрывают поздние образования. Скорости движения более высокие -15-20 см/год (поток №1) и -9-10 см/год (поток №4).
Направления контрольных точек не хаотичные, более направлены вниз по склону. Поток №1 среди всех выделяется не только большими скоростями, но и внешним видом. Его язык дальше спускается вниз по склону на фоне соседних, полностью не задернован, верховье потока выделяется свежими сколами камней, в нижней части потока зафиксировано четыре ручья бьющих из-под фронта. Саменный поток №5 по внешним параметрам (плотно задернованный каменный материал, заросший травянистой растительностью) испытывает поступательное давление вышерасположенных молодых генераций. В его фронтальной части наблюдается образование поперечных трещин и ссыпание в некоторых местах каменного материала. Зафиксировано перемещение контрольных точек со скоростью ~3-5 см/год по направлению вниз по склону и некоторого расползания в стороны. Следовательно, в процессе движения каменных глетчеров и потоков происходит изменение микрорельефа окружающих их территорий. Наблюдается деформация подстилающей поверхности: у основания фронтального уступа образуется вал из мятой дернины. В большинстве случаев прилегающие территории погребаются материалом, который транспортируется глетчером или каменным потоком.
Рис. 3.—Результаты теодолитной съемки изменений каменных потоков за 2003-2005 гг. Обозначения: а)—полигон в нижней части долины р, Аккол; б)—полигон в верхней части долины р. Аккол; 1—5—условные порядковые номера каменных потоков; величина столбца— поверхностное сползание контрольных точек (см/год); стрелочками показано направление и скорость их горизонтального движения (см/год).
Summary
MikhailovNN, Ostanin О. V.,FukuiK. Glacial-permafroststoneformationsoftheAltaiandtheirchange.
Glacial-permafrost stone formations in the Altai are considered. Among them the reserved glaciers, rock glaciers and stone streams are allocated. It is established that rock glaciers and stone streams prevail in the Altai. Among stone streams the stone complex-streams were greatly developed. The dependence of glacial-permafrost stone formation on the slope exposition supplying fragmental material is established. The speed of stone stream movement which is from 0.03 m/years up to 0,2 m/years is established by an instrumental way.
Литература
1. Wahrhaftig K„ Cox A. Rock glaciersin the Alaska Range// Geol.Soc.Amer.Bull. 1959. Vol. 70. № 3.2. VitekJ.D., Glardino JR. et al. A bibliography on rock glaciers. Oklahoma State University, 1987. 3. Глазовский А. Ф. Каменные шетчеры (состояние проблемы)//Криогенные явления высокогорий. Новосибирск, 1978. 4. ЗаморуевВ.В. Каменные потоки в Катунском хребте (Центральный Алтай) // Тр. ВСЕГЕИ (Материалы по четверт. геологии и геоморфологии). 1963. Новая серия. Т. 90. 5. ЗаморуевВ.В. О строении и происхождении каменных глетчеров//Изв. ВГО. 1981. Т. 113. Вып. 6. 6. Горбунов А.П. Каменные ледники. Новосибирск, 1988. 7. Горбунов А.П., Тит-ковС.Н. Каменные глетчеры гор Средней Азии. Якутск, 1989. 8. Ивановский Л. Н. Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. Л., 1967. 9. Ивановский Л. Н. Каменные глетчеры и их возраст на Алтае//Вопросы динамической геоморфологии. Иркутск,
1977. 10. Ивановский Л. Н. Экзогенная литодинамика горных стран. Новосибирск. 1993. 11. Агатова А. Р. ВанХъюлВ., МистрюковА.А. Динамика ледника Софийского (Юго-Восточный Алтай): последний ледниковый максимум—20 век//Геоморфология. 2002. № 2. 12. Михайлов Н Н., Останин О. В. «Каменные глетчеры» как форма криогенно-склоновых и гляциальных процессов // Рельефообразующие процессы: теория. Практика, методы исследования: Материалы XXVIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН. Новосибирск, ИГ СО РАН, 20-24 сентября 2004 г. Новосибирск, 2004. 13. Михайлов Н. Н., Останин О. В. «Каменные глетчеры» Алтая как форма криогенно-склоновых и гляциальных процессов // Известия АлтГУ Серия химия, география, биология. 2004. №3 (33). 14. Михайлов Н. Н., Останин О. В., Катаро Ф. «Каменнык глетчеры» Алтая и периггощиальные процессы//Университетская география: материалы Юбилейной научной
конференции (9-10 декабря 2004 г.): Посвящается 250-летию Московского государственного университета. М., 2005. 15. Гобеджишвили Р. Г. Каменные глетчеры Грузии // Сообщения АН ГССР.
1978. Т. 90. №1. 16. Галанин А. А., ГлушковаО.Ю. Каменные шетчеры северо-востока Азии//МГИ. 2005. Вып. 98. 17. Гляциологический словарь. Л., 1984. 18. Географический энциклопедический словарь: понятия и термины//Гл. редактор А. Ф. Трешников. М., 1988. 19. Горбунов А. П. Криогенные явления Памиро-Алая//Криогенные явления высокогорий. Новосибирск, 1978. 20. Иве-ронова М. И, Каменные глетчеры Северного Тянь-Шаня // Тр. Ин-та географии АН СССР. М.; Л., 1950. Т. 45 (Работы Тянь-Шанской физ.-геогр. станции. Вып. 1). 21. Максимов Е. В. Бронированные ледники и их происхождение//Динамика природных процессов горных стран. Л., 1977. 22. ТитковС.Н. Каменные глетчеры Тянь-Шаня//Автореферат дисс. ... канд. геогр, наук. Якутск, 1987. 23. Суслов В. Ф. Каменные глетчеры Кичик-Алая//Вопросы гляциологии Средней Азии. Л., 1966 (Труды САРНИГМИ, Вып. 27 (42), 24. Марченко С. С. Криолитозона Северного Тянь-Шаня: прошлое, настоящее, будущее. Якутск, 2003. 25. Михайлов Н.Н. Горное оледенение Алтая и Тянь-Шаня в плейстоцене//Состояние и развитие горных систем. Материалы научной конференции по монтологии (Санкт-Петербург, апрель 2002 г.). СПб., 2002. 26. Михайлов Н.Н. Позднеплейстоценовое оледенение северо-запада Монгольского Алтая//Изв. РГО. 2002. Т. 134, Вып. 6. 27. Михайлов Н. Н. Последний ледниково-межледниковый цикл и его роль в формировании представлений о плейстоценовых оледенениях Алтая//География и современность. СПб., 2004. Вып. 10. 28. Симонов Ю. Г„ Волкова В. Ю. Каменные глетчеры перигляциальной зоны За-илийского Алатау (Северный Тянь-Шань)//МГИ. 2004. Вып. 96.
Статья принята к печати 6 марта 2007 г.
