Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2022, T. 30, № 6, стр. 87-108

Ининская толща

Ининская толща, слагающая высокие (до 300 м) террасы рек Чуя и Катунь, в рамках обсуждаемой концепции сопоставляется с наиболее древними гляциальными паводками Алтая. Тем не менее в настоящее время для нескольких ключевых разрезов ининской дилювиальной толщи разными исследователями дается их различное толкование и получен ряд заметно отличающихся дат, что не позволяет считать предлагаемую И.Д. Зольниковым с коллегами возрастную оценку – МИС-6 и древнее – единственно возможной для этих отложений.

Аккумуляция ининской толщи завершилась ранее 30.5 ± 2.4 тыс. лет назад. По данным (Panin et al., 2015a), это наиболее древняя из трех OSL дат субаэрального покрова высокой террасы (а вернее, бара; см. Carling et al., 2002; Рудой, 2005; Herget, 2005 для объяснений разницы) в долине р. Катунь в районе устья р. Иня. Непосредственно из отложений высоких террас в приустьевой части долины р. Чуя ранее была получена TL дата 148 ± 16.7 тыс. лет (МГУ–КТЛ-89; Свиточ и др., 1978). На упомянутом рабочем совещании СибРМСК в ноябре 2018 г. было принято решение об исключении TL дат, полученных до 1978 г., как невалидных, из будущей стратиграфической схемы. Тем не менее с этой TL датой совпала новая IRSL дата 152 ± 20 тыс. лет (RLQG 2207-093) отложений в основании Усть-Чуйского разреза в долине р. Катунь (Deev et al., 2019), которую исследователи посчитали единственной пока численной оценкой возраста ининской толщи. Однако ранее уже была получена IRSL дата из основания левобережного бара в долине р. Катунь выше устья р. Чуя, но значительно более молодая – 86 ± 16 тыс. лет (Herget, 2005, p. 31; датирование выполнено Г. Бергером в Desert Research Institute (Reno, Nevada) для образца П. Карлинга в 2000 г.), а также OSL даты 100 ± 13 и 125.3 ± 8.4 тыс. лет в районе устья р. Иня (Panin et al., 2015a) и 102.10 ± 8.8, 128.8 ± 7.4, 132 ± 11, 73.2 ± 5.2 тыс. лет в районе устья р. Большой Яломан (Panin et al., 2015b). Последняя из дат (73.2 ± 5.2 тыс. лет), хотя и является инверсионной, А.В. Паниным с коллегами не отбраковывается, так как до проведения повторного массового датирования нет уверенности в валидности более древних дат из верхней части разреза – они могут быть удревнены за счет неполной засветки анализируемых зерен кварца перед их захоронением в осадке (Panin et al., 2015b). На проблему возможного удревнения люминесцентных дат дилювиальных толщ Алтая указывают и Хергет с коллегами (Herget et al., 2020).

Таким образом, если исключить из рассмотрения TL дату “старого поколения”, то на сегодняшний день ининская толща охарактеризована восемью заметно различающимися IRSL и OSL датами, из которых одна попадает в интервал МИС-4, шесть дат – в МИС-5¹¹ и только одна – в МИС-6, что явно недостаточно для обоснования возраста толщи как МИС-6 и старше и ее корреляции со средненеоплейстоценовым оледенением. Подчеркнем, что А.В. Панин и Г.Я. Барышников (Panin, Baryshnikov, 2015) ининскую толщу в основании Усть-Чуйского разреза, где Деевым с коллегами (Deev et al., 2019) получена наиболее древняя IRSL дата, вообще не выделяют, полагая, что под урез р. Катунь здесь уходит сальджарская толща.

Вопрос вызывают и реконструкции масштаба средненеоплейстоценового оледенения, по мнению (Зольников, Мистрюков, 2008; Зольников и др., 2010, 2016; Krivonogov et al., 2017) ответственного за максимальные паводки и формирование ининской толщи. Согласно (Зольников, Мистрюков, 2008; Зольников и др., 2010; Деев и др., 2012), средненеоплейстоценовые Чаган-Узунский и Кызылчинский ледники, берущие начало в Южно-Чуйском хребте, сливаясь, перекрывали западную часть Чуйской впадины и выходили на ее северную окраину, где поднимались вверх против уклона ледникового ложа вплоть до отметок 2250–2300 м н.у.м. По мнению цитируемых авторов, во фронте этого ледника шириной до 20 км, на южном склоне Курайского хребта сформировался канал прорыва вод среднеплейстоценового подпрудного бассейна, сохранившийся в рельефе в виде висячей долины, протягивающейся от бугров Бигдон до долины р. Балхаш. Каких-либо хронологических данных в поддержку своих палеогеографических построений авторы не привели. Отметим, что эта реконструкция не подтверждается анализом петрографического состава обломков – на южном склоне Курайского хребта отсутствуют валуны пород, характерных для Южно-Чуйского хребта и морен у его подножия, а “канал прорыва” имеет тектоническое происхождение (Агатова, Непоп, 2017). В более поздней публикации того же исследовательского коллектива (Krivonogov et al., 2017) размер среднеплейстоценового оледенения уже кардинально уменьшен до правой из двух моренных лопастей Чаган-Узунского палеоледника у подножия Южно-Чуйского хребта. Обоснованием средненеоплейстоценового возраста лопасти послужила ее террасированность береговыми уровнями озера, существовавшего, по мнению авторов, в начале позднего неоплейстоцена (МИС-4). Опубликованные годом ранее (Gribenski et al., 2016) результаты ¹⁰Be датирования моренных отложений этой же лопасти (~19 тыс. лет; усреднение по четырем ¹⁰Be датам) в данной реконструкции не упоминаются и не обсуждаются²². Ничего уже не говорится и о перегораживании средненеоплейстоценовыми ледниками западной окраины Чуйской впадины и о канале прорыва, хотя по-прежнему подчеркивается максимальный размер оледенения и гляциогенных паводков в среднем плейстоцене. В свою очередь, отметим, что озерные уровни моделируют и левую моренную лопасть Чаган-Узунского палеоледника, поэтому разделять моренные лопасти по возрасту на основании их террасированности необоснованно. В целом сохраняющаяся дискуссионность вопросов хронологии, количества и масштабов оледенений ЮВ Алтая (эти вопросы рассмотрены в статьях (Agatova, Nepop, 2017; Herget et al., 2020; Ganyushkin et al., 2021)) не позволяют пока использовать противоречивые данные об оледенении для выводов о возрасте и степени катастрофичности гляциогенных паводков.

Немаловажно и то, что на рубеже средне- и позднеплейстоценовой эпох оледенений произошла значительная тектоническая перестройка рельефа ЮВ Алтая: в среднем плейстоцене абсолютные высоты хребтов были ниже, рельеф менее расчлененным (Девяткин, 1965; Agatova, Nepop, 2017), что несомненно оказывало влияние не только на масштаб оледенений, но и на параметры ледниково-подпрудных озер и паводков в МИС-6 и ранее, если таковые тогда возникали. К сожалению, тектонический аспект в обсуждаемой концепции древних гляциогенных паводков в горах Алтая также не учитывается.

Сальджарская толща

Большой массив ¹⁴С, TL, OSL и IRSL данных в настоящее время получен для сальджарской толщи, в которой вырезаны средние (до ~60 м) террасы рек Чуя и Катунь, и перекрывающих ее отложений. Однако, как и в случае с ининской толщей, при обосновании ее возраста в работах (Зольников, Мистрюков, 2008; Зольников, 2008, 2011; Зольников и др., 2016) большинство дат, полученных другими исследователями, и альтернативные трактовки генезиса датируемых отложений в конкретных разрезах (Барышников, 1992; Baryshnikov et al., 2015; Carling et al., 2002; Herget, 2005) не рассматривались. Несмотря на большее количество дат, их широкий разброс и различные генетические интерпретации отложений ключевых разрезов (см. (Herget et al., 2020) для обзора) указывают на неоднозначность определения возраста сальджарской толщи как МИС-4 (Зольников, Мистрюков, 2008; Зольников, 2008, 2011) или даже старше, >80–90 тыс. лет, т.е. МИС-5 (Зольников и др., 2016; Зольников, Деев, 2021; Deev et al., 2019). В зоне влияния катастрофических паводков и развития сальджарской толщи (в Уймонской впадине она не установлена) сторонниками ее древнего (>80–90 тыс. лет) возраста в долине р. Катунь датированы лишь два разреза, в которых эта толща даже не вскрыта. При этом запредельная ¹⁴С дата (>37.2 тыс. лет, (АА-79789)) костных остатков в слое алевропеска между субаэральным покровом и аллювием II надпойменной террасы Катуни у села Дубровка (Зольников, Деев, 2021) отнюдь не доказывает МИС-5 возраст сальджарской толщи. Отложения в устье р. Малый Яломан, трактуемые как наиболее древний постсальджарский аллювий³³, охарактеризованы лишь одной IRSL датой – 89 ± 10 тыс. лет (RIS0-132543). По мнению Зольникова с коллегами (2016), эта дата ограничивает время формирования и самой сальджарской толщи, и таких специфических форм рельефа, как “ининский сад камней” и рябь течения, на поверхности средних террас Катуни. Именно эта единичная дата послужила поводом для значительного удревнения возраста сальджарской толщи до МИС-5 и стала одним из основных аргументов для отрицания гляциальных суперпаводков в МИС-2 не только в долине р. Катунь, но и в долине р. Чуя (Зольников и др., 2016; Deev et al., 2019). Эта “постсальджарская” дата противоречит упомянутым выше IRSL и OSL датам 73.2 ± 5.2, 86 ± 16 и 100 ± 13 тыс. лет более древней ининской толщи, ¹⁴С дате 28730 ± 995 лет (не кал.) (СОАН-2301) костей мамонта в кровле катафлювиальной толщи (Барышников, 1992), полученным нами ¹⁴С и OSL датам отложений средних террас в устьях рек Иня, Сема и на Усть-Чуйском участке р. Катунь (см. ниже), а также результатам ¹⁰Be датирования валунов на поверхности бара в устье р. Малый Яломан и на днищах Курайской и Чуйской впадин. Продолжительность экспонирования этих валунов ограничивает прохождение по р. Катунь последнего катастрофического паводка из Чуйско-Курайской системы впадин рубежом ~18 тыс. лет (пересчитанные Грибенски и др. (Gribenski et al., 2016) ¹⁰Be даты, полученные Ройтер с коллегами (Reuther et al., 2006)). Отметим, что современными геохронологическими данными (набором OSL дат) подкреплена и другая альтернативная точка зрения относительно характера и времени формирования сальджарской толщи: накопление отложений в целом происходило скорее постепенно, чем в результате одного катастрофического события, и длилось несколько тысяч лет – от >14 до ~12 тыс. лет назад, т.е. в МИС-2 (Panin, Baryshnikov, 2015). Очевидно, что для решения этого дискуссионного вопроса необходим более тщательный подход к генетической интерпретации разрезов и дальнейшее датирование сальджарской толщи и перекрывающих ее отложений, поскольку к настоящему времени их абсолютные даты формируют непересекающиеся кластеры – ~90 и 35–12 тыс. лет. Без такого исследования сопоставление дилювиальной сальджарской толщи Алтая и пока недатированной улугхемской толщи Тувы и принятие возраста обеих толщ древнее 90 тыс. лет на основании единственной IRSL даты 89 ± 10 тыс. лет (Шпанский и др., 2020), на наш взгляд, было преждевременным.

Чуйская и Курайская впадины

Урочище Камсуг (разрез 1, 50°03′31.3′′ с.ш.; 88°26′34.3′′ в.д.; 1783 м н.у.м.).

В Чуйской впадине для установления нижнего хронологического рубежа последнего катастрофического спуска были датированы пролювиальные отложения, подстилающие рябь течения в урочище Камсуг (рис. 1, 2) (Agatova et al., 2020a). Обнажение расположено в нижней части дюнного поля – ряби течения (Carling et al., 2002; Бородавко, 2003; Herget, 2005), залегающего в высотном интервале 1880–1760 м н.у.м. у подножия Курайского хребта в устье впадины (рис. 3). Это наиболее протяженное по высоте поле ряби течения в пределах Чуйско-Курайской системы впадин. Его формирование, по всей видимости, могло быть вызвано быстрым падением уровня последнего ледниково-подпрудного озера в Чуйской впадине более чем на 120 м. Расположение поля в устье впадины, северо-восточное простирание дюн и падение слоев слагающего их обломочного материала в северо-западном направлении указывают на сброс озерных вод из Чуйской котловины в Курайскую.

Рис. 2.

Литологические колонки рассмотренных в статье разрезов и результаты датирования. 1 – валуны; 2 – гальки; 3 – дресва; 4 – гравий; 5 – песок; 6 – суглинок; 7 – глина; 8 – супесь; 9 – древесные угли; 10 – почвы (погребенные и современные); 11 – текстура размыва; 12 – отложения, для которых получены микропалеонтологические и/или палинологические характеристики. Типы отложений: gl – ледниковые, lm – озерные, kf – катафлювиальные (дилювий), al – аллювиальные, pl – пролювиальные, pl-cl – пролювиально-коллювиальные, pl-sf – пролювиально-солифлюкционные, bg – болотные, ae – субаэральные. Места отбора проб на датирование: круги – ¹⁴С, ромбы – OSL. Значения OSL возраста указаны в тыс. лет. ¹⁴С даты калиброваны с доверительным интервалом 2σ. В разрезе 1 ¹⁴С дата 40450 ± ± 1040 (кал.) лет приведена по (Herget, 2005). Все остальные ¹⁴С и OSL даты приведены по (Agatova et al., 2016, 2019, 2020a, 2020b; Nepop et al., 2020a) либо приводятся в данной статье впервые. В разрезе № 13 пачки (П1–П6), соответствующие шести катафлювиальным циклам, и номера слоев (1–12) приведены по (Зольников, Мистрюков, 2008).

Рис. 3.

Положение разрезов 1–3 в Чуйской впадине, по (Agatova et al., 2020a) на основе Геологической карты СССР 1 : 200 000 (серия Алтайская, лист М-45-XVII). 1 – докайнозойские породы; 2–5 – палеоген-неогеновые отложения (свиты): 2 – карачумская, 3 – кошагачская, 4 – туерыкская, 5 – кызылгирская; 6–8 – четвертичные отложения: 6 – раннеплейстоценовые аллювиально-пролювиальные, 7 – позднеплейстоценовые ледниковые, 8 – позднеплейстоценовые озерные; 9 – форберги Курайского хребта, сложенные палеоген-неогеновыми озерными и плейстоценовыми пролювиальными отложениями и террасированные водами плейстоценовых ледниково-подпрудных озер; 10 – плейстоценовые пролювиальные и среднеплейстоценовые (?) ледниковые отложения, террасированные водами позднеплейстоценовых ледниково-подпрудных озер; 11 – гравийные дюны (“рябь течения”), ассоциируемые с катастрофическим спуском ледниково-подпрудных озер; 12 – постозерные пролювиальные отложения, аллювиальные террасы и пойма р. Чуя; 13 – гидросеть; 14 – основные разломы; 15 – крупные обвалы и оползни; 16 – населенные пункты; 17 – федеральная трасса Р-256; 18 – положение и номера разрезов. Вставка иллюстрирует строение Курайского хребта по профилю I–I′, по (Новиков, 2004). Серым цветом на вставке показаны нерасчлененные кайнозойские отложения. Переотложение палеоген-неогеновых отложений в условиях сильно расчлененного тектонического рельефа и размыва водами плейстоценовых ледниково-подпрудных озер привело к смешению органического вещества разного возраста и происхождения, в результате чего ¹⁴С даты почв в разрезах 1 и 2 не отражают их истинный возраст.

Дилювий представлен косослоистым гравийно-валунно-галечным материалом мощностью 1.5–2.3 м. Угол падения слоев, образуемых за счет градации обломков по размеру, составляет ~18° и выполаживается в подошве толщи. Дилювий с несогласием залегает на пролювиальной толще, деформированной оползанием. Пролювий видимой мощностью 0.9 м сложен слоями суглинков с включениями углефицированного органогенного материала, гравийных супесей, песков. Суглинки в кровле пролювия представляют собой горизонт [В] палеопочвы. Верхний органо-аккумулятивный горизонт [А] этой почвы ранее либо синхронно с перекрытием дилювием был эродирован, возможно, как и перекрывавшие почву озерные отложения. Почвенные процессы были представлены криогенезом и солифлюкцией, что свидетельствует о преобразовании поверхности древнего пролювия в условиях холодного и влажного климата позднего плейстоцена. Это наиболее древняя почва из известных сегодня в высокогорье Алтая.

Для почвенного органического вещества (ОВ) на контакте с рябью течения получена AMS ¹⁴С дата 25.74 ± 1.56 тыс. лет назад (калиброванная⁵⁵, ИГАН_AMS7821; Agatova et al., 2020a). Однако установленное нами переотложение палеоген-неогеновых органогенных отложений, послуживших материнским субстратом для почвы, не позволяет использовать эту дату для хронологических реконструкций, как и ранее полученную AMS ¹⁴С дату 40.45 ± 1.04 тыс. лет назад (калиброванная, Beta 159972; Herget, 2005). Значительный разброс дат для одного и того же горизонта подтверждает гетерохронный и гетерогенный характер ОВ. Присутствие пыльцы Lemna и Potamogeton четвертичного облика, а также большого количества спикул губок и водорослей (Botryococcus) среди непыльцевых палиноморф указывает на воздействие водной среды на переотложенный древний субстрат в плейстоцене.

Время формирования пролювия установлено OSL методом. Из слоя хорошо промытого песка в основании разреза получена OSL дата 37.0 ± ± 3.1 тыс. лет (GdTL 3424), указывающая на существование и катастрофический спуск последнего ледниково-подпрудного озера в Чуйской впадине позднее 37 тыс. лет (Agatova et al., 2020a). Ранее OSL дата ~28 тыс. лет была получена из суглинистого слоя в кровле пролювиальной толщи, однако отмечались низкие оптические свойства и низкая OSL чувствительность зерен кварца, что не позволило считать дату валидной (Herget, 2005).

Таким образом, OSL дата 37.0 ± 3.1 тыс. лет (GdTL 3424) является пока единственным достоверным нижним хронологическим репером последнего катастрофического спуска ледниково-подпрудного озера в Чуйской впадине. С ней согласуется ¹⁴С дата 32190 ± 260 лет (UM993) (36.05 ± 0.59 тыс. лет назад (кал.)) органогенного включения в отложениях озерной террасы на высоте около 1900 м н.у.м. в юго-восточной части Чуйской впадины (Carling et al., 2002; Herget et al., 2020). В то же время валидность этой ¹⁴С даты требует подтверждения вследствие широко распространенного переотложения палеоген-неогенового ОВ в пределах Курайско-Чуйской системы впадин.

Долина р. Ямантерек (разрез 2, 50°03′30.4′′ с.ш.; 88°31′26.7′′ в.д.; 1890 м н.у.м.).

Для постдатирования спуска ледниково-подпрудного озера в Чуйской впадине ниже уровня 1890 м получены ¹⁴С даты древесных углей и включающего их субстрата в долине р. Ямантерек у подножия бугров Бигдон – форберга Курайского хребта (Agatova et al., 2020а) (рис. 1, 2). В левобережном береговом обрыве длиной 12 м и высотой 3 м вскрыты две толщи: 0–1.6 (1.8) м – пролювиальные и склоновые опесчаненные суглинки с субгоризонтальными прослоями дресвы и галек в песчаном матриксе, горизонтами палеопочв в средней части толщи и линзами гумусированного песка с большим количеством древесных углей в ее подошве; 1.6 (1.8)–3.0 м – аллювиальный валунный галечник. Три ¹⁴С даты древесных углей и включающего их субстрата указывают на спуск ледниково-подпрудного озера ниже уровня 1890 м ранее 11–9 тыс. лет назад. Радиоуглеродный возраст залегающего выше по разрезу горизонта [В] погребенной голоценовой почвы – 16.94 ± 0.74 тыс. лет назад (кал.) (IGAN 6249) – удревнен за счет переотложения третичных и плейстоценовых отложений, слагающих форберг. В подтверждение этого вывода уже после выхода статьи (Agatova et al., 2020а) в образцах из палеопочвы в долине р. Ямантерек Б.Л. Никитенко обнаружены переотложенные, значительно измененные (ожелезненные и корродированные) раковины остракод, в том числе вида Cyprinotus ex gr. baturini, характерного для кошагачской и туерыкской свит (олигоцен–плиоцен) Чуйской и Курайской впадин (Тетерина, 2005, 2016). Найденная совместно с ними раковина плейстоценового вида Limnocythere cf. inopinata (MIS-13–современность), вероятнее всего, также переотлагалась. Раковина имеет сглаженную скульптуру и неровный, местами со сглаженными ущербинами, периферический край.

Долина р. Бекен (разрез 3 (рис. 2), 50°03′20′′ с.ш.; 88°31′49′′ в.д.; 1895 м н.у.м.).

Озерно-дельтовые отложения, которые мы связываем с одним из длительно существовавших уровней ледниково-подпрудного озера ~1890 м н.у.м., залегают в долине р. Бекен у подножия бугров Бигдон на высоте 1895 м н.у.м. В слое зеленовато-серых суглинков, по всей видимости, испытавших локальное переотложение, Л.Б. Хазиным по нашим образцам 2016 г. была идентифицирована ассоциация плейстоценовых холодолюбивых пресноводных видов остракод, аналогичная установленной в озерных отложениях Курайской впадины (Хазин и др., 2019; Agatova et al., 2020b). На переотложение указывает некоторая подавленность многочисленных раковин, однако присутствие хрупких личиночных форм свидетельствует о том, что переотложение не было далеким.

Долина р. Чуя в устье р. Куектанар.

В долине р. Чуя между Чуйской и Курайской впадинами в устье р. Куектанар неоднократно возникали условия для подпруживания стока р. Чуя: выдвижение Куектанарского ледника и сход гигантского сейсмообвала с противоположного, левого, склона долины р. Чуя, формирование конечно-моренного комплекса после дегляциации. Время существования и размеры подпрудных озер до сих пор являются дискуссионными вопросами.

Разрез 4 (50°09′36.2′′ с.ш.; 88°17′45.3′′ в.д.; 1730 м н.у.м.) расположен ниже устья р. Куектанар в бровке 14-метровой правобережной террасы во внутренней части Куектанарского моренного комплекса. Выше морены (взвешенные в песчано-алевритовом матриксе обломки разных размеров и окатанности – от галек до глыб) в эрозионном логу вскрыты (сверху вниз): пески мелкозернистые, неслоистые, с четырьмя палеопочвами, нижняя из которых наиболее мощная; супесь пылеватая, с линзовидно-расслоенной пятой палеопочвой (субаэральная толща, мощность 1 м); переслаивание песка серого и бурого мелкозернистого; суглинок белесый, бескарбонатный, с единичными четвертичными палиноморфами (Larix, Picea, Pinus, Betula, Poaceae, Cyperaceae) и переотложенной неогеновой пыльцой (Tsuga, Alnus, Betulaceae); пески мелкозернистые горизонтально-слоистые и крупнозернистые волнисто-слоистые (озерная (?) толща, 0.85 м). ¹⁴С возраст наиболее мощной палеопочвы – 8.23 ± 0.18 тыс. лет (кал.) (Agatova et al., 2016), OSL возраст песков на контакте с мореной 18.8 ± 1.2 тыс. лет (Агатова и др., 2021) (рис. 2).

Разрез 5 (50°08′31.9′′ с.ш.; 88°19′01.1′′ в.д.; 1726 м н.у.м.) расположен на правом обрывистом (5–6 м) берегу р. Чуя выше устья р. Куектанар, в зоне распространения перевеянных с поверхности озерных песков. На плотно упакованном галечном валуннике – перемытой морене Куектанарского ледника – залегают (сверху вниз): пески мелкозернистые, с тремя горизонтами палеопочв, нижний из которых наиболее мощный (субаэральная толща, 1.4 м); пески средне- и мелкозернистые, горизонтально-слоистые (озерная толща, 1.4 м). Нижняя палеопочва формировалась в период около 6–4.3 тыс. лет назад (Агатова, Непоп, 2017), пески на контакте с аллювием – около 10 тыс. лет назад (Агатова и др., 2021). В 350 м на продолжении этой дюны вскрыт аналогичный разрез (рис. 2), для озерных песков которого также получены две OSL даты ~10 тыс. лет (Агатова и др., 2021). По данным (Деев и др., 2021), для подошвы озерной толщи в этой же части долины р. Чуя получены OSL даты ~16–15 тыс. лет.

Таким образом, озерная седиментация в устье р. Куектанар могла начаться уже ~19–18 тыс. лет назад. Формирование морен, а тем более самого Куектанарского ледника произошло ранее этого рубежа. С возможным перерывом около 16 тыс. лет назад озерная седиментация продолжалась в начале голоцена (около 10 тыс. лет назад) и закончилась не позднее 8.2 тыс. лет назад (¹⁴С возраст палеопочвы в разрезе 4). Это подтверждает и полученная нами OSL дата 8.35 ± 0.52 тыс. лет (GdTL-3754) для песчаных зерен кварца в нижней погребенной почве в разрезе 5 (рис. 2). Длительное формирование гумусового горизонта этой почвы происходило позднее, ~6–4.3 тыс. лет назад.

Вопрос о связи отложений возрастом ~19–18 тыс. лет в устье р. Куектанар с возможным существованием обвально-моренно-подпрудного озера в Чуйской впадине или с ледниково-подпрудным озером, заполнявшим в это время Курайскую впадину (Агатова и др., 2019; Agatova et al., 2020b), пока открыт. В южной части Курайской впадины OSL дата 18.2 ± 1.1 тыс. лет характеризует озерную террасу на отметке 1650 м (Panin et al., 2015с). В восточной части впадины в устьях рек Тыдтугем и Арыджан береговые озерные линии прослеживаются до высоты 1700–1750 м, поэтому простирание Курайского озера в долину р. Чуя до устья р. Куектанар с отметками 1725–1735 м н.у.м. около 19–18 тыс. лет назад вполне вероятно. В то же время очевидно, что уже к 8.2 тыс. лет назад обвально-моренная дамба в устье р. Куектанар больше не подпруживала озера выше по долине р. Чуя и тем более в Чуйской впадине (Agatova et al., 2016).

Курайский перевал (разрез 6, 50°09′10′′ с.ш.; 87°58′50′′ в.д.; 1570 м н.у.м.).

Существование, вероятно неоднократное, крупных ледниково-подпрудных озер в МИС-2 в Курайской впадине установлено OSL датированием отложений аккумулятивной озерной террасы на высоте 1650 м у подножия Северо-Чуйского хребта (Panin et al., 2015c), а также дилювиальных и перекрывающих их озерных отложений на высоте 1570 м на скальном форберге у подножия Курайского хребта в разрезе 6 (Агатова и др., 2019; Agatova et al., 2020b) (рис. 4). Даже при уровне на отметке 1650 м н.у.м., не являвшемся максимальным, озеро имело глубину около 170 м в центре Курайской впадины и 200 м в районе ледниковой дамбы в устье р. Маашея.

Рис. 4.

Разрез 6 отложений аккумулятивно-абразионной озерной террасы (1750 м н.у.м.) в Курайской впадине и результаты их датирования по (Agatova et al., 2020b). 1 – суглинки щебнистые с погребенной почвой; 2 – суглинки опесчаненные с плитчато-блоковой текстурой, с редкими валунами и гальками зеленых сланцев и гранитов, содержат рыбью чешую и остракоды; 3 – пески средне- и мелкозернистые; 4 – линзы валунов, галек, фрагментов коры выветривания; 5 – песчано-гравийно-щебнистые отложения с градационной косой и горизонтальной слоистостью, включают обломки палеоген-неогеновых глин и углей. Генетическая интерпретация отложений: dl – дилювиальные (катафлювиальные), lm – озерные, ae – субаэральные (пролювиально-делювиально-элювиальные). Места отбора образцов на датирование: ромб – OSL, круг – ¹⁴С. Значения возраста указаны в тыс. лет.

Геоморфологическое положение разреза 6 опровергает возможность его постозерного формирования в результате речного стока со склона хребта либо вдоль него: отложения террасированы озером и залегают на водоразделе форберга на обращенном к впадине склоне высоко над днищами огибающих его долин и самой впадины. Отложения в данной геоморфологической позиции могли накапливаться исключительно в субаквальных прибрежных условиях – во время существования и спуска глубоких озер.

Дилювиальные отложения в нижней части разреза представлены гравийниками, гравийногалечниками, дресвяниками, слоями песков крупно- и среднезернистых, общей мощностью до 3–5 м. Нижняя часть толщи горизонтально-слоистая, верхняя – преимущественно косослоистая с линзами валунов и глыб в подошве. Толща содержит выветрелые обломки и фрагменты коры выветривания, большое количество включений углефицированного органического материала. Падение косой градационной слоистости указывает на сток воды в западном направлении, к устью впадины. Численное моделирование показало, что в случае одномоментного разрушения ледяной дамбы скорость возникшего при осушении котловины потока была достаточной для перемещения обломков вдоль подводной части склонов и формирования косой слоистости в кровле дилювия (Agatova et al., 2020b). Множественное радиоуглеродное датирование органогенных включений продемонстрировало большой разброс (8–39 тыс. лет назад (кал.)) и инверсию дат по разрезу (рис. 4), что не позволило опираться на них в возрастных оценках дилювия, особенно принимая во внимание свидетельства переотложения палеоген-неогенового органического материала (Agatova et al., 2020b). OSL дата 19.0 ± 1.1 тыс. лет (GdTL-2590) кровли дилювия свидетельствует о существовании и катастрофическом спуске ледниково-подпрудного озера в Курайской впадине в МИС-2.

На дилювии с несогласием залегают два горизонта опесчаненных суглинков общей мощностью до 50–80 см, с плитчато-блоковой либо массивной текстурой. Тонкая горизонтальная слоистость отмечена фрагментарно, преимущественно в подошве горизонтов. Суглинки включают редкие “взвешенные” валуны гранитов и гальки из размытой озером морены, тонким рваным чехлом перекрывающей форберг. Горизонты разделены косослоистым дресвяно-песчаным прослоем невыдержанной по простиранию мощности (от 1–2 до 20–25 см), часто волнистым, с OSL возрастом 16.0 ± 1.7 тыс. лет (GdTL-2591). Подошва суглинков резкая, субгоризонтальная, кровля на контакте с косослоистым галечником – размытая, субгоризонтальная либо волнистая. Суглинки содержат рыбью чешую и многочисленные раковины позднеплейстоценовых глубоководных пресноводных остракод Leucocythere sp. 1 и Leucocythere sp. 2, Leucocythere dorsotuberosa Huang, Leucocytherella sinensis Huang (Хазин и др., 2019; Agatova et al., 2020b), представленных и половыми диморфами, и личиночными формами.

На основании этих находок мы полагаем суглинки озерными. Раковины и створки остракод из этого разреза, в том числе наиболее хрупких личиночных форм, не несут следов механического воздействия (сохраняют скульптуру и острые края) и залегают in situ. Большое количество и отличная сохранность раковин остракод, а также рыбья чешуя противоречат отнесению включающих их суглинков к суспензитам (одной из фаций катастрофических потоков), переотложенным склоновым образованиям либо субаквальной озерной морене. Находки раковин в суспензитах до сих пор не известны в силу разрушительного действия насыщенного обломками водного потока. Аккумуляция отложений с плейстоценовыми глубоководными остракодами на склоне форберга, сложенного выветрелыми среднедевонскими вулканогенными породами, возможна лишь в озерных, а не в субаэральных условиях. Сам форберг отделен от Курайского хребта понижением, что исключает переотложение на форберг субстрата со склона хребта. Процесс переотложения ни в рельефе террасы, ни в текстуре осадка не проявлен. Древние (досартанские) моренные отложения на поверхности форберга террасированы озером, т.е. морена была литифицирована задолго до его появления – она размывалась, а не формировалась во время существования озера. Находки переотложенных остракод плохой сохранности в суглинках рассматриваемого разреза (Хазин и др., 2019; Agatova et al., 2020b) – также следствие размыва водами ледниково-подпрудного озера третичных отложений, выходящих на поверхность выше по склону.

Плитчато-блоковая текстура и фрагментарная сохранность слоистости осадка в кровле озерной террасы могут быть следствием резких колебаний уровня и быстрого осушения озера, последующих неоднократных промерзаний/оттаиваний и почвообразования. Подобные суглинки зафиксированы в северо-западной части Курайской впадины на протяжении 7 км в нескольких обнажениях в интервале высот 1650–1525 м н.у.м. (рис. 1, разрезы 6–8), в каждом из которых суглинки содержат озерные остракоды, в двух – рыбью чешую (Agatova et al., 2020b). Эти отложения, даже испытав деформации в ходе спуска озера, не перестают указывать на озерные условия своего формирования. Таким образом, разрез на Курайском перевале, охарактеризованный палеонтологически, минералогически и геохронологически, свидетельствует о заполнении Курайской впадины водами ледниково-подпрудного озера в конца позднего плейстоцена (МИС-2 по шкале SPECMAP, четвертая ступень верхнего неоплейстоцена российской стратиграфической шкалы) и ее осушении ~19–16 тыс. лет назад (Agatova et al., 2020b).

Карьер у поселка Курай (разрез 8, 50°14′07′′ с.ш.; 87°56′40′′ в.д.; 1525 м н.у.м.).

Отложения, слагающие наиболее низкую (1525 м н.у.м.) аккумулятивно-абразионную террасу, вскрыты карьером у подножия форберга Курайского хребта в центральной части впадины (сверху вниз): суглинок опесчаненный гумусированный и суглинок карбонатный (современный почвенный профиль, 0.6 м); переслаивание суглинков буро-серых (белесых в сухом состоянии), аналогичных вскрытым в разрезе 6, и песков серых, среднезернистых, горизонтально-, косо- и линзовидно-слоистых (прибрежная озерная фация, 1 м); глины серо-зеленоватые, с пятнами и линзами ожелезнения (озерные отложения, видимая мощность 0.4 м). Суглинки двух нижних толщ содержат остракодовую фауну, водные непыльцевые палиноморфы, средняя толща – рыбью чешую. OSL даты песчаных слоев 25.1 ± 1.7 тыс. лет (GdTL-3487) и 19.0 ± 1.3 тыс. лет (GdTL-3486) (рис. 2) подтверждают заполнение всей Курайской впадины ледниково-подпрудным озером в МИС-2.

Баратальский участок (разрез 9, 50°15′05′′ с.ш.; 87°41′37′′ в.д.; 1468 м н.у.м.; разрез 10, 50°14′00′′ с.ш.; 87°42′29′′ в.д.; 1480 м н.у.м.).

На Баратальском участке в устье Курайской впадины в разрезе 9 отражено аллювиальное осадконакопление, сменившее ледниково-озерное не позднее 16 тыс. лет назад (Агатова и др., 2021) (рис. 2). Аллювий представляет собой толщу ритмично переслаивающихся глин и песков, толщина слоев глин уменьшается от 30–40 до 1–2 см к верхней части разреза, где они несут следы растрескивания в субаэральных условиях.

Отложения Баратальского озера сохраняются в виде песчаных террас вдоль склонов долины р. Чуя (разрез 10) и вокруг скальных останцов в западной части впадины (Nepop et al., 2020a). Уровень озера, скорее всего, не превышал 1480–1490 м н.у.м.; вероятно, он контролировался размытой фронтальной мореной Маашейского ледника на днище старой долины р. Чуя и его же мореной либо обвалом в новой долине р. Чуя. Возможно, первоначально сток из озера шел в старую долину (сохранился врез во фронтальной части морены), однако разрушение дамбы в новой долине привело к спуску озера и окончательному оформлению стока р. Чуя. Подчеркнем, что моренно-подпрудное озеро в районе устья р. Баратал было локальным и кратковременным, поэтому применять название “Баратальское” к ледниково-подпрудным озерам, заполнявшим всю Курайскую впадину в МИС-2, некорректно. В разрезах устьевой части впадины необходимо разделять осадки крупных сартанских водоемов, занимавших Курайскую впадину целиком, и локального Баратальского озера, существовавшего на рубеже плейстоцена и голоцена лишь в устье впадины.

Долина р. Катунь выше устья р. Чуя (разрез 11, 50°26′46.1′′ с.ш.; 86°540′18.9′′ в.д.; 820 м н.у.м.)

Катастрофические гляциальные сели, сходившие по р. Чуя, в месте ее впадения в р. Катунь проникали и в долину последней (Бутвиловский, 1993; Bohorquez et al., 2019), сформировав высокие и средние террасы на протяжении более 15 км. Средние террасы рек Чуя и Катунь в месте их слияния, согласно (Зольников, Мистрюков, 2008, рис. 24 ), сложены сальджарской толщей. В бровке средней террасы р. Катунь выше места слияния в 70 м над урезом реки из линзы видимой мощностью около 1.5 м песков средне- и мелкозернистых, с прослоями дресвы и гравия, залегающей на параллельно-слоистом дресвянике, получены OSL даты 15.9 ± 1.6 тыс. лет (GdTL-3898) и 12.3 ± 1.3 тыс. лет (GdTL-3897) (рис. 5). OSL дата ~12 тыс. лет для этих отложений получена и в Университете Инсбрука, Австрия (доклад Ю. Хергета на конгрессе INQUA в 2019 г. в Дублине, Ирландия). Ю. Хергет полагает датированные отложения катафлювиальными. Мы склоняемся к их интерпретации как части комплексной сальджарской толщи, состоящей из отложений крупных паводков и “обычных” озерно-аллювиальных отложений, либо постсальджарского аллювия. В любом случае, эти даты показывают, что врезание р. Катунь на 60–70 м в сальджарскую толщу в районе устья р. Чуя началось значительно позднее 90 тыс. лет назад.

Рис. 5.

Разрез 11 на Усть-Чуйском участке долины р. Катунь. (а) – положение разреза (красный круг) в бровке средней (70 м) террасы, сложенной сальджарской толщей, и линия профиля, (б) – разрез и результаты его OSL датирования (в тыс. лет), (в) – поперечный профиль: 1 – высокие террасы, сложенные ининской толщей; 2 – средние террасы, сложенные сальджарской толщей; 3 – современный аллювий.

Долина р. Иня (разрез 12, 50°26′46.1′′ с.ш.; 86°540′18.9′′ в.д.; 820 м н.у.м.)

С OSL датой 16.0 ± 1.7 тыс. лет (GdTL-2591) отложений последнего ледниково-подпрудного озера в Курайской впадине хорошо коррелируют полученные нами две ¹⁴С даты в основании дилювиальной толщи в долине р. Иня. Устье долины этого правого притока р. Катунь перегорожено высоким баром, сформировавшимся при прохождении наиболее мощных гляциальных паводков по магистральной долине р. Катунь. Такое подпруживание создало условия для неоднократного формирования вторично-подпрудных озер в долине притока. В овраге на левом берегу р. Иня в 3.3 км от ее устья расположен разрез, считающийся ключевым для понимания количества и возраста катастрофических паводков, которые проходили по долинам рек Чуя и Катунь: три пачки отложений вторично-подпрудных озер (алевриты с прослоями песка и дресвы) разделены толщами дилювия (параллельно-слоистые дресвяники с редкими галечными слоями, переслаивание алевритов, дресвяно-галечников) (рис. 2). Разрез описан практически всеми исследователями четвертичной истории Алтая, наиболее детально – в монографии (Зольников, Мистрюков, 2008).

Данный разрез служил стратотипом озерных и ледниковых отложений эпох деградации нескольких ранне- и среднечетвертичных оледенений в существующей региональной стратиграфической схеме (Решения…, 1983; Борисов, Чернышева, 1987), но в настоящее время предложен в качестве парастратотипа дилювиальной сальджарской толщи, возраст которой принимается как МИС-4 (Зольников, Мистрюков, 2008) либо даже древнее (Зольников и др., 2016; Зольников, Деев, 2021; Deev et al., 2019) и сопоставляется с первым поздненеоплейстоценовым оледенением.

Для пачек озерных отложений получены TL (Борисов, Чернышева, 1987), ¹⁴С (Барышников, 1992), IRSL (Carling et al., 2002), OSL (Panin et al., 2015a) даты. За исключением TL дат “старого поколения” со значениями 90–100 тыс. лет, все остальные даты локализованы в интервале 27–15 тыс. лет (табл. 1).

П. Карлинг (Carling et al., 2002) и Ю. Хергет (Herget, 2005) считают, что нижняя пачка озерных алевритов в долине р. Иня начала накапливаться одновременно с формированием гигантского бара в магистральной долине р. Катунь уже в ходе первого паводка, средняя и верхняя пачки – при последующих паводках, перехлестывавших через бар либо проходивших через эрозионную прорезь в нем (рис. 6). Эти исследователи опираются на некалиброванные ¹⁴С даты карбонатных конкреций верхней и средней озерных пачек (Барышников, 1992), а также IRSL дату средней пачки (Carling et al., 2002) и считают, что формирование этих отложений произошло в МИС-2. В работе (Herget et al., 2020) авторы оперируют уже калиброванными ¹⁴С датами. И.Д. Зольников (Зольников, 2008, 2011; Зольников, Мистрюков, 2008) полагает, что комплекс высоких террас р. Катунь, заблокировавших долину притока, сложен ининской толщей (МИС-6), аккумулятивные террасы в долине р. Иня – сальджарской толщей (МИС-4), т.е. он разделяет время их формирования значительным временным интервалом (рис. 6). И.Д. Зольников, напротив, интерпретирует карбонатные конкреции в озерных пачках как постседиментационные образования, а их некалиброванные ¹⁴С даты как время осушения последнего вторично-подпрудного озера около 22–23 тыс. лет назад, что, по его мнению, исключает поздневюрмский (МИС-2) возраст последнего гигантского гляциального паводка. Делая такой вывод, Зольников и в этих, и в последующих своих работах не учитывает хронологические данные из публикаций (Carling et al., 2002; Herget, 2005), в данном случае – IRSL дату 22.4 ± 2.3 тыс. лет, которая характеризует непосредственно время накопления средней озерной пачки, и это время – МИС-2. Полученные позднее три OSL даты – по одной для каждой из озерных пачек – в интервале 24–15 тыс. лет (Panin et al., 2015a) подтвердили это определение (табл. 1). Более древние по сравнению с OSL датами значения калиброванных радиоуглеродных возрастов для средней и верхней пачек А.В. Панин с коллегами объясняют возможным загрязнением озерного осадка древним углеродом, поступившим из палеозойских карбонатных пород.

Рис. 6.

Дилювиально-озерные отложения долины р. Иня и их соотношение с Ининским баром в долине р. Катунь. (а) – строение и механизм формирования дилювиально-озерных циклитов в долинах притоков р. Катунь по (Carling et al., 2002); (б) – разрез отложений долины р. Иня и их возраст по (Зольников, Мистрюков, 2008): 1 – аллювий поймы и низкой террасы, 2 – отложения сальджарской толщи, 3 – отложения ининской толщи, 4 – выходы коренных пород; (в) – террасы р. Иня, сложенные озерно-дилювиальными циклитами, вид вниз по долине. I – Ининский бар в долине р. Катунь, I' – терраса в долине р. Иня.

Нами в 2018 г. в подошве нижней озерной пачки рассматриваемого ключевого разреза под осыпным чехлом был вскрыт слой темно-коричневой жирной (“шоколадной”) гумусированной глины видимой мощностью более 20 см, с биоостатками (рис. 2). Этот слой отделяет нижнюю озерную пачку от подстилающей, возможно уже переотложенной со склона долины, дилювиальной толщи, сложенной преимущественно дресвяником. Определение биоостатков (О.Н. Успенская, ВНИИО РАСХН) показало, что слой глины накапливался в условиях травянистого болота: среди остатков высших растений 70% составляют травянистые, 15% – дербенник (Lythrum salicaria), по 5% – зеленые мхи Aulacomnium и Drepanocladus и осока (Carex). AMS ¹⁴С дата выделенного растительного комплекса и LSC ¹⁴С дата включающего его субстрата (табл. 1) свидетельствуют о длительном формировании травянистого болота на поверхности нижней дилювиальной толщи около 16–17 тыс. лет назад (кал.).

Учитывая тип датируемого материала, полученные радиоуглеродные даты являются наиболее точными и достоверными из имеющихся численных определений возраста отложений долины р. Иня. Они указывают на более позднее начало формирования дилювиально-озерных циклитов в долине притока р. Катунь, чем это считалось до сих пор. В настоящее время, опираясь на полученные нами новые данные, в пределах точности методов датирования можно говорить о синхронности существования/спуска последних ледниково-подпрудных озер в Курайской впадине и начала накопления вторично-озерных пачек в долине р. Иня. По всей видимости, именно быстрое осушение Курайского палеоозера около 19–16 тыс. лет назад могло стать причиной прохождения последних катастрофических паводков по долине р. Катунь и подпруживания долины р. Иня.

Является ли синхронным формирование отложений в долине р. Иня и гигантского Ининского бара в устье этой долины, как полагают (Carling et al., 2002; Herget, 2005)? Сопоставление OSL дат отложений этого бара 125.3 ± 8.4, 100 ± 13 тыс. лет и наиболее древней из OSL дат его субаэрального покрова 30.5 ± 2.4 тыс. лет (Panin et al., 2015a) с полученными нами ¹⁴С датами в основании дилювиально-озерных циклитов р. Иня показывает, что к началу накопления вторично-подпрудных озер Ининский бар (а значит, и слагающая его ининская толща) был уже давно сформирован.

Связано ли накопление отложений в долине р. Иня с аккумуляцией сальджарской толщи в долинах рек Чуя и Катунь, как это считает И.Д. Зольников (Зольников, 2008, 2011; Зольников, Мистрюков, 2008)? Очевидно, что в случае прямой корреляции отложений в долине р. Иня и сальджарской толщи в магистральных долинах говорить о формировании последней в МИС-4 и тем более МИС-5 просто не приходится, поскольку разрез, предложенный И.Д. Зольниковым в качестве парастратотипа сальджарской толщи, начал формироваться лишь около 17–16 тыс. лет назад. Таким образом, если принять отложения в долине р. Иня одновозрастными с отложениями сальджарской толщи в долинах рек Чуя и Катунь, то следует признать молодой (МИС-2) возраст последней. В противном случае, если считать возраст сальджарской толщи древнее МИС-2, то разрез в долине р. Иня не является ее парастратотипом.

Нельзя исключить и следующий сценарий: дилювиально-озерные циклиты долины р. Иня могут быть синхронны тем паводкам в магистральных долинах рек Чуя и Катунь, которые привели преимущественно к вырезанию в ранее накопленной сальджарской толще эрозионных площадок и уступов и формированию таких характерных черт ее поверхности, как “сады камней” и рябь течения. Так, именно с этапом катастрофического спуска последних менее глубоких, но все еще достаточно крупных ледниково-подпрудных озер около 19–16 тыс. лет назад мы связываем формирование верхней из генераций ряби течения на днище Курайской впадины; математическое моделирование подтверждает возможность такого сценария (Agatova et al., 2020b). Возможно, эрозионной работой паводков этого времени вызвано и различие высот площадок террас р. Иня и средних террас р. Катунь; последние почти на 50 м ниже.

Еще один вывод следует из полученных нами данных для долины р. Иня: между аккумуляцией нижней толщи дилювия со следами оползания и нижней озерной пачки был продолжительный перерыв, достаточный как минимум для накопления слоя “шоколадной” глины. До того как первое из серии озер заполнило долину р. Иня, на ее днище длительное время существовало, возможно локально, травянистое болото. В рассматриваемом разрезе (3.3 км от устья р. Иня) последующая аккумуляции дилювия происходила только после заполнения долины р. Иня первым из озер, т.е. позднее 16–17 тыс. лет назад.

Долина р. Сема (разрез 13, 51°37′49.7′′ с.ш.; 85°44′21.5′′ в.д.; 385 м н.у.м.)

Сальджарская толща исследована нами еще в одном разрезе в среднем течении р. Катунь. Основание сложно построенной преимущественно крупнообломочной толщи, слагающей 60-метровую террасу в устье долины р. Сема, левого притока р. Катунь, вскрыто в карьере высотой около 26 м и протяженностью более 250 м (рис. 7). Разрез детально описан И.Д. Зольниковым (Зольников, Мистрюков, 2008). Как подчеркивают авторы, долина р. Сема благодаря широкому устью не подпруживалась паводковыми отложениями, и вместо отложений вторично-подпрудных озер здесь накапливались собственно катафлювиальные (дилювиальные) отложения, переносимые по магистральной долине р. Катунь. В обнажении выделено шесть катафлювиальных седиментационных циклов (рис. 2). Первый цикл, преимущественно скрытый под днищем карьера, представлен слоем серого параллельно-наклонно-слоистого дресвяногалечника видимой мощностью до 1.5 м (слой 12 разреза Майминский № 2 по (Зольников, Мистрюков, 2008)), который, по представлениям авторов, завершает катафлювиальную пачку.

Рис. 7.

Катафлювиальные отложения в устье р. Сема. (а) – общий вид разреза № 13 в 2020 г., ромбом показано место отбора образца для OSL датирования (значение возраста указано в тыс. лет); (б) – слой переслаивающихся озерных глин и песков в основании видимой части разреза (длина лопаты 0.7 м), фотография 2019 г.; (в) – одна из многочисленных раковин Gastropoda sp., обнаруженных в этом слое наряду с остатками харовых водорослей и трубками червей-пескожилов. Определение Б.Л. Никитенко.

В 2019 и 2021 гг. в основании слоя 12 нами был опробован частично скрытый под осыпями слой (линза?) мощностью 35 см – тонкое горизонтальное переслаивание глин светло-серых и песков темно-бурых мелкозернистых (рис. 2). В осадках обнаружены остатки харовых водорослей, трубки червей-пескожилов и многочисленные раковины гастропод (рис. 7). Сохранившиеся раковины, несмотря на тонкостенность, даже не были заполнены осадком. Очевидно, что отложения с такими палеонтологическими остатками не осаждались из катастрофического потока, а накапливались в устье долины р. Сема in situ в относительно крупном по площади, но мелком (не более 1.5–2 м) прогреваемом и долгоживущем водоеме со слабой гидродинамикой. Тонкостенность раковин могла быть связана с недостатком кальция в пресном водоеме.

Для крупной (~100 м длиной, до 2 м толщиной) линзы песка среднезернистого (слой 10 в паводковом циклите № 5 по (Зольников, Мистрюков, 2008)), залегающей в основании разреза выше палеонтологически охарактеризованного слоя, нами получена OSL дата 32.3 ± 3.2 тыс. лет (GdTL-3899) (рис. 2, 7). Учитывая возможность неполной засветки зерен кварца, дата может быть лишь моложе. Она хорошо согласуется с “доозерной” OSL датой 37.0 ± 3.1 тыс. лет (Agatova et al., 2020a) и ¹⁴С датой озерных отложений 36.05 ± 0.59 тыс. лет (кал.) (Carling et al., 2002) в Чуйской впадине и фактически совпадает с ¹⁴С датой 32.8 ± 1.8 тыс. лет (кал.) (СОАН-2301) костей мамонта в дилювии Майминского вала в долине р. Катунь (Барышников, 1992).