Общие закономерности сокращения ледников последнего оледенения в Восточном Саяне

№ 40

1973

Е. В. МАКСИМОВ

ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СОКРАЩЕНИЯ ЛЕДНИКОВ ПОСЛЕДНЕГО ОЛЕДЕНЕНИЯ В ВОСТОЧНОМ САЯНЕ

О древних оледенениях Восточного Саяна и особенно бассейнов Иркута и Оки написано много. Достаточно подробные сводки по этому вопросу имеются в работах С. В. Обручева (1946), И. М. Забелина (1950) и В. Н. Олюнина (1965). Следы последнего оледенения сохранились наиболее полно. О нем пишут почти все исследователи, работавшие в этих долинах, но единства мнений о его размерах все-таки нет.

В. Л. Комаров (1905) и А. М. Рябчиков полагали, что иркутный ледник спускался до с. Туран, т. е. до высоты 900 м. П. И. Преображенский (1926), П. И. Налетов, А. В. Львов (1930), С. В. Обручев (1946), а в последнее время В. Н. Олюнин (1965) считали, что ледник по долине Иркута спускался только до высоты 1300 м (т. е. несколько ниже пос. Монды). И. М. Забелин (1950) и Е. М. Щербакова (1954) вообще отрицали существование иркутного ледника.

Относительно ихе-ухгунского ледника в литературе утвердилась большая определенность. Почти все исследователи сходятся на том, что этот ледник выходил из гор в Хойтогольскую котловину и оканчивался на высоте около 1000 м. О былом распространении окинского ледника мнения противоречивы. По наблюдениям П. А. Кропоткина (1867) и Л. А. Ячевского (1888), древний окинский ледник оканчивался недалеко от устья Гаргана на высоте 1550—1600 м. Аналогичную точку зрения высказывал и С. В. Обручев (1953). В. Н. Олюнин (1965) считает, что конец окинского ледника находился на высоте 1420 м, неподалеку от впадения в Оку р. Сорок. В левых притоках Оки (Джонбалык, Сенца, Тисса) ледники верхнеплейстоценового оледенения оканчивались, согласно В. Н. Олюнину, на высоте 1330—1380 м.

На стадиальный характер сокращения древних ледников Восточного Саяна обратил внимание И. А. Молчанов (1932). Долинное оледенение этого района, по мнению В. А. Глоба и А. П. Рихванова, было многостадийным. В. Н. Олюнин (1965), напротив, придерживается мнения, что «при сокращении ледников не происходило постепенного их отступания с периодическими остановками» (стр. 112). В 1963 г. автором специально изучались признаки стадиального сокращения ледников в долинах Иркута, Белого Иркута, Ихе-Ухгуня, Жохоя и Оки. Результатам этих исследований и посвящена предлагаемая статья.

Долины Иркута и Белого Иркута. Шестикилометровый участок долины Иркута ниже пос. Монды носит отчетливые следы ледниковой аккумуляции (рис. 1). Склоны долины на участке Мондинской котловины имеют ступенчатое строение. Поверхность самой высокой ступени (100—125 м) имеет типичный облик конечной морены. Боковые притоки Иркута, текущие с Тункинского хребта, прорезают моренные отложения и обнажают типичную моренную текстуру. Конечноморенный ландшафт Мондинской котловины слагается из ряда моренных валов. На левом берегу обнаруживается три-четыре таких вала высотой в 30—40 м. О неоднократных подвижках края ледника говорит также

обнажение, описанное П. Н. Налетовым, выше пос. Монды. На мондин-ских конгломератах залегает морена, перекрытая пропластами песков, выше которых снова залегает морена.

С отступанием ледника мондинская морена подверглась энергичному размыву. Сохранились только ее боковые присклоновые части. Размыв моренного комплекса сопровождался формированием флювиогляциаль-ных и аллювиальных террас. Всего их по левому берегу реки насчитывается семь (Максимов, 1965а). Выше пос. Монды долина Иркута имеет трогообразный облик. Притоки Иркута имеют висячие устья. Юный врез в дно трога значителен — от 50 до 100 м.

Нижняя часть долины Белого Иркута подвергалась исключительно сильному молодому размыву (рис. 2). Врез в дно трога последнего оледенения составляет здесь 150—200 м, возрастая местами до 300 м. Видимо, объяснить необычайные размеры молодого вреза только эрозионной деятельностью реки нельзя. На этом участке мы сталкиваемся с исключительно активными совсем недавними блоковыми тектоническими движениями.

Вероятно, горный массив Мунку-Сардык по глубинным разломам, проходящим параллельно долине Иркута, испытал значительное воз-дымание. Образовавшаяся ступень была глубоко прорезана боковыми притоками Иркута и прежде всего Белым Иркутом. Долина последнего утеряла свой первоначальный троговый облик и превратилась в систему глубоких каньонов. Плечеобразные остатки трога шириной в 200—300 м хорошо видны на левом берегу реки. На них кое-где сохранились округ-

Рис. 1. Ранние стадии последнего оледенения в истоках рек Иркут и Ока

1 — конечные морены, их стадиаль-

ная принадлежность;

2 —максимум последнего оледене-

ния;

3 — направление течения льда;

4 — Джонбалыкский лавовый поток

Рис. 2. Стадиальный распад ледников на северо-восточных и северных склонах массива Мунку-Сардык в бассейнах Белого Иркута и Жохоя

1 — конечные морены и их

стадиальная принадлежность;

2 — присклоновые конечные

обвальные морены;

3 — боковые морены;

4 — ригели;

5 — кары;

6 — каньоны;

7 — забронированные глет-

черы;

8 — направление течения

льда;

9 — вероятные линии сбросов

IV стадии;

10 — вероятные линии сбросов

V стадии

лые моренные холмы. Значительное количество моренных валунов обнаружено на отметках около 1700 м, на водоразделе Мугувека и Белого Иркута. Очевидно, одновременно с описанной мореной образовался хорошо сохранившийся конечноморенный вал, перегораживающий долину левого притока Иркута, впадающего пятью километрами ниже слияния Иркута и Белого Иркута. Высота подножия этого вала 1800 м.

У слияния Белого Иркута и Мугувека их троги в значительной степени разрушены, врез достигает местами 100—150 и даже 200 м. Река, покрытая еще в июле белоснежными наледями, течет по узкой крутой долине с почти отвесными скалистыми склонами. Местами сохранились обрывки террас, сложенных крупным валунником. Район несет следы молодого эрозионного расчленения громадного размаха. Видимо, и здесь активизировались в самом недалеком прошлом тектонические процессы.

В долине Мугувека моренные отложения мощностью в 30—40 м налегают прямо на скалы каньона. В обнажении видны три-четыре валунных горизонта, чередующихся с водно-ледниковыми отложениями. Подножие описанной морены лежит на высоте 2070 м. Аналогичная конечная морена имеется и в долине Белого Иркута.

Признаки следующей конечной морены в долине Мугувека прослеживаются в виде слабо различимых валов боковых морен высотой в 10—15 м, приближающихся к руслу реки и как бы замыкающихся на высоте 2210 м. Очевидно, одновозрастна с этой мореной конечная морена, запирающая устье речки Стадиальной на высоте 2200 м. В долине

Белого Иркута одновозрастная морена также видна достаточно отчетливо. Она лежит четырьмя километрами выше слияния Белого Иркута с Мугувеком, на высоте 2190 м.

В верховьях Мугувека продольный профиль его днища осложняют два ригеля. В 1 км выше морены «2210» долина перегорожена 100— 150-метровым скалистым уступом. Еще в 3 км выше долина перегорожена вторым ригельным уступом, поднимающимся в виде скалистого поперечного гребня высотой в 150—200 м. Характерно, что оба ригельных уступа имеют рваные края, у подножия которых накопился глыбистый совершенно не обработанный ледником материал. Судя по многим признакам, ригельные уступы связаны с поперечными разрывными нарушениями, по которым более высокие участки долин оказались выброшенными.

С верхнего ригельного уровня к нижнему ведут два узких ущелистых и крутых прохода. В правом проходе залегает крупноглыбистый моренный комплекс, спускающийся до высоты 2420 м. От левого края ледника Перетолчина к левому проходу тянется четко сформированный вал глыбовой морены, оканчивающийся крутым лбом на высоте 2650 м. Современная конечная морена ледника Перетолчина начинается с высоты 2740 м. В долине речки Стадиальной, выше конечной морены III стадии (высота 2200) обнаружены еще три конечноморенных комплекса на высотах 2470, 2560 и 2680 м.

Верхняя часть долины Белого Иркута образована тремя ригельными уровнями. Всего в этой долине зафиксировано выше морены «2190» четыре последовательно залегающих конечноморенных комплекса на высотах: 2400 (в речке Перевальной на высоте 2480 м), 2530, 2730, 2780 м. В табл. 1 мы попытались увязать гипсометрические положения морен отдельных составляющих Белого Иркута.

Таблица 1

Высота конечных морен в бассейне Белого Иркута, м

Стадия горного оледенения Иркут речка Висячая Белый Иркут речка Перевальная Мугувек речка Стадиальная Стадия горного оледенения Иркут речка Висячая Белый Иркут речка Перевальная Мугувек речка Стадиальная

VII VI V IV Не исследовано Не исследовано 2780 2730 2530 2400 2480 2740 2650 2650 2420 2680 2560 2470 III II 1 Мах Не исследовано 1300 Не исследовано 1800 2190 2070 1700? 2380 2210 2070 2200

Долина Ихе-Ухгуня. Истоки Ихе-Ухгуня заложены в Тункин-ских Белках. Долина реки на всем протяжении имеет троговый облик. Конечноморенный комплекс при выходе Ихе-Ухгуня в Хойтогольскую котловину известен давно (Львов, 1930; Обручев, 1946; Щербакова, 1954). П. И. Налетов отмечает, что морена Нуркутульских озер состоит из пяти меридиональных валов, между которыми заключены озера. Возникла она в результате совместной деятельности ледников, выходивших из долин Ихе-Ухгуня и Бурухтуя.

Конечная морена I стадии лежит близ впадения р. Убурт-Хонголдой (высота подножия 1570 м). Река, прорезав моренные нагромождения, достигающие в высоту почти 100 м, врезалась на первые десятки метров в коренные породы, образовав скалистый каньон. Морена следующей, II стадии лежит немного выше впадения в Ихе-Ухгунь р. Хото-Гола. Дно долины на участке этой морены всхолмлено; западины между холмамь заняты озерами или заболочены. Подножие морены лежит на высоте 1950 м.

На высоте 2090 м в виде продольного вала, вытянутого вдоль правого борта долины, прослеживается конечная морена следующей, III стадии. Морена IV стадии лежит при выходе Ихе-Ухгуня к озеру на высоте 2270 м. Она представляет собой моренную валообразную перемычку высотой в 30—40 м. Моренами V стадии, очевидно, следует считать конечные морены в карах Перевальном и Высоком, залегающие на высоте 2450—2470 м. Более молодых морен в долине Ихе-Ухгуня нет. Оледенение ко времени их отложения уже завершилось. Таким образом,, в долине Ихе-Ухгуня четко обнаруживаются следы шести стадиальных конечных морен. Особенно важно наличие здесь морены I стадии, почти совсем разрушенной в долине Белого Иркута.

Стадиальные морены в долине Ихе-Ухгуня лежат на 150—200 м ниже одновозрастных морен долин Иркута и Белого Иркута. Очевидно, это связано с более благоприятными условиями питания древнего ихе-ухгунского ледника.

Долины Жохоя и Оки. Долина Оки имеет троговый облик, во всяком случае вплоть до пос. Орлик, т. е. до высоты 1400—1500 м. Трог почти не нарушен эрозией; молодой врез появляется только около Орлика и не превышает 20 м. Весь отрезок долины от впадения Гаргана до Орлика беден моренными отложениями. Валы боковых морен появляются на правом берегу реки между поселками Сорок и Хурга, а также неподалеку от Орлика. Однако конечноморенных образований на всем этом участке обнаружено не было.

Можно думать, что во время максимальной стадии последнего оледенения конец окинского ледника спускался до впадения Джонбалыка,. т. е. до высоты 1300 м, где С. В. Обручев нашел остатки конечноморен-ного комплекса. С. В. Обручев, правда, считает, что только джонбалык-ский ледник спускался так низко. Но нам кажется маловероятным, чтобы концы ледников в долинах Джонбалыка, Сенцы и Тиссы спускались почти до 1300 м, а окинский ледник останавливался на высоте 1600 м вблизи впадения Гаргана или даже на высоте 1400 м вблизи впадения р. Сорок.

Отлично сохранившийся конечноморенный комплекс имеется в долине Оки на участке от впадения Монгошк вплоть до впадения Гаргана в интервале высот от 1650 до 1700 м. Морена образована из четырех-пяти последовательно замыкающихся моренных валов. Конечная морена следующей стадии обнаружена в нижнем течении Жохоя на высоте 1940—1970 м. Облик рельефа на этом участке достаточно характерен-крутые моренные горки чередуются здесь с бессточными западинами и озерами. Морена, видимо, была сложена легко разрушающимися гранитами, поэтому в ее составе много гранитной дресвы и даже песка. Всего выделяется не менее четырех самостоятельных комплексов этой морень. В верхней половине долины Жохоя на высоте 2200 м расположена конечная морена III стадии. Образована она сходящимися валами боковых морен высотой в 50—70 м и состоит из двух гряд.

Жохой образуется от слияния двух потоков — Главного и Западного Жохоя. Неподалеку от их слияния долины обоих Жохоев перегорожены ригельными уступами высотой до 80 м. Вся местность на этом участке несет следы молодого тектонического воздействия. Можно думать, что в самом недалеком прошлом верховья Жохоя по линиям разрывных нарушений были взброшены. Почти все морены, лежащие в долинах выше описанной системы ригелей, имеют присклоновый облик и сложены глыбовым материалом. В долине Главного Жохоя обнаружены четыре разновозрастные системы таких присклоновых морен, в долине Западного Жохоя — три системы, а в долине кара Мертвого — три последовательно залегающие конечные морены нормального альпийского облака..

Ледника в каре Мертвом нет, но он, очевидно, исчез совсем недавно, так как С. П. Перетолчин (1908) видел его еще в 1906—1907 гг.

Формирование морен в долине кара Мертвого представляется следующим образом: в V стадию образовался забронированный глетчер; позже с наступанием ледника VI стадии, надвинувшегося «на хвост» забронированного глетчера, последний был по середине размыт; то же самое произошло и в момент формирования ледника VII стадии, надвинувшегося «на хвост» забронированного глетчера VI стадии. После максимума VII стадии ледник быстро оказался погребенным и исчез.

В табл. 2 сведены высоты всех конечных морен долин Оки и Жохоя.

Таблица 2

Высота конечных морен в бассейне Оки, м

Стадия горного оледенения Ока Жохой Главный Жохой Длина кара Мертвого Длина кара Малого Западный Жохой .Стадия горного оледенения Ока Жохой Главный Жохой Длина кара Мертвого Длина кара Малого Западный Жохой

VII VI V IV Не исследовано — 2930 2840 2630 2480 2840 2790 2630 2770 2560 2770 2630 2530 III II I Мах Не исследовано 1650 1300? 2200 1940 — — — —

Как видно из табл. 2, по главной линии исследования (Ока — Жо-хой — Главный Жохой или долина кара Мертвого) обнаружены следы семи последовательно залегающих конечных морен. Установлено также, что ледник спускался значительно ниже гарганской морены. В связи с этим есть основания полагать, что распад оледенения прошел через восемь стадий.

В районе массива Мунку-Сардык известно только два современных ледника — Перетолчина и Радде (Максимов, 19656). Оба они малы и при одной и той же северной экспозиции оканчиваются на разных высотах. У ледника Перетолчина открытый конец и фирновая линия лежат соответственно на высотах 2910 и 3140 м, у второго — на высотах 2830 и 2990 м. По этим ледникам при помощи формулы Л. А. Варданянца (1932) были подсчитаны депрессии снеговой линии для всех стадий оледенения Восточного Саяна (табл. 3).

Таблица 3

Депрессии снеговой линии, м

Стадия годового оледенения Депрессии снеговой линии Стадия годового оледенения Депрессии снеговой линии

по леднику Перетолчина по леднику Радде в среднем по леднику Перетолчина по леднику Радде в среднем

VII 90 40 60 III 490 460 480

VI — 90 90? II 590 520 560

V 200 220 210 I 800? 720? 760?

IV 330 330 330 Мах 1040 920 980

Наиболее низкие кары лежат на высотах 1800—1900 м. Это значит, что депрессия снеговой линии в период максимального распространения ледников была не менее 1150—1250 м. Несовпадение величин депрессий для максимальной стадии, подсчитанных по формуле Л. А. Варданянца и по высоте заложения каров, говорит в пользу общего воздымания массива Мунку-Сардык в голоцене не менее чем на 150—250 м. Наличие

ригельно-сбросовых уровней, пересекающих верхние участки долин Белого Иркута и Жохоя, как будто говорит о том же самом.

Вопрос о хронологии стадий сокращения саянских ледников на современном уровне знаний окончательно решен быть не может. Однако предварительное решение этого вопроса уже возможно.

По наблюдениям П. И. Налетова, в Мондинской котловине имеется семь террас. Исследования, проводившиеся автором, подтвердили этот вывод (Максимов, 1965а). Все семь террас вложены в морену максимальной стадии. Наличие террас говорит о том, что в Мондинской котловине после отступания ледника семь раз аккумуляция материала сменялась врезом. В обнажении террасы, отвечающей IV стадии, был обнаружен уголь. Его возраст оказался равным 5250±170 годам. Возраст конечной морены, лежащей у края ледника Перетолчина, не превышает 150 лет (Максимов, 19656). Зная возраст конечных морен IV и VII стадий, мы можем с некоторым приближением судить о возрасте морен V и VI стадий. Они образовались примерно 3600 и 2000 лет назад.

На хронологию стадий оледенения в Восточном Саяне может пролить свет следующий факт. А. Ф. Ямских, изучавший геоморфологические условия долины Енисея в пределах Саяно-Тувинской горной области, выделил серию террас, относящихся к последнему оледенению. Терраса высотой 20—25 м, сопоставимая с 18—19-метровой террасой в Мондинской котловине и 18—20-метровой террасой в долине Оки около Орлика, показала радиоуглеродный возраст в 10 000—11 00Ö лет назад. Очевидно, что возраст может быть распространен и на морены II стадии, с которыми связаны указанные террасы. Теперь нетрудно видеть, что морены III стадии, занимающие промежуточное положение между моренами II и IV стадий, должны иметь возраст порядка 7500—8000лет назад.

Приведенные данные показывают, что абсолютный возраст шести последних стадий распада ледников в Восточном Саяне мало отличается от датировок соответствующих стадий горного оледенения (Шнитников, 1957; Максимов, 1966). Максимальная стадия последнего оледенения Восточного Саяна, видимо, может быть датирована в 13 000—14 000 лет назад. Об этом, в частности, говорят датировки сартанского оледенения (ГИН-90 и ГИН-91—сборник «Верхний плейстоцен», 1966), показавшие возраст в 13 330± 100 и 13 300±50 л. н., а также датировка интерстадиальных условий в Иркутской области, показавшая возраст в 14 750± ±120 л. н. (ГИН-97).

Обращает на себя внимание строение саянских морен. Морены ранних стадий оледенения (от максимальной до III) обычно сложены несортированным, но хорошо окатанным материалом. Морены более поздних стадий (от IV до VII) в большинстве случаев сложены почти неокатан-ными глыбами; мелкозем в них практически отсутствует. Об этом же явлении пишет и В. А. Глоба применительно к долинам Самарты и Джатхоза. Морены ранних и поздних стадий отличаются не только литологически, но и морфологически. Первые обычно представляют собой альпийские конечноморенные комплексы; вторые часто имеют форму круп,ноглыбовых валов, вытянутых вдоль подножия склонов наподобие боковых морен. Образованы они породами местного происхождения.

Ранее нами было покачано (Максимов, 1968а), что присклоновые морены имеют гляцио-сейсмическин генезис и формируются в результате обрушивания на ледники, находящиеся в стационарном состоянии, масс обвального происхождения, связанных с зонами тектонического дробления. Морены поздних стадий распада оледенения, как правило, связаны •с ригельными уступами, имеющими сбросовое происхождение. Поэтому

неудивительно, что морены указанных стадий перекрыты обвальными массами.

Приведенные данные указывают на то, что тектонические движения,, слабо проявлявшиеся в нижнем голоцене, резко активизировались, начиная с IV стадии оледенения. Возможно, эта активизация, во время которой образовались ригельные ступени высотой в 100—200 м, имела катастрофический характер. В результате этого сейсмо-тектонического потрясения верховья долин оказались взброшенными относительно их более низких участков. Интенсивные тектонические движения, сопровождавшиеся мощными сейсмическими толчками, видимо, происходили также вовремя V, VI и VII стадий.

Выяснение картины стадиального распада ледников позволяет более точно определить время излияния джонбалыкского базальтового потока. Вулканы Кропоткина и Перетолчина, расположенные в истоках р. Джон-балык, находятся на высоте 1950—2000 м. Базальтовые потоки, излившиеся из них, спускаются по троговой долине Джонбалыка вплоть до Оки. Это значит, что излияния произошли после максимальной стадии последнего оледенения. С другой стороны, климат послебазальтового-времени был, по словам С. В. Обручева и М. Л. Лурье (1954), более мягким, чем теперь. Из этого можно сделать вывод о том, что излияние базальтов произошло до климатического оптимума голоцена, который обычно датируется 5000—6000 л. н.

Последнее излияние лав, во время которого образовался совершенно свежий, еще не затронутый речной эрозией поток, спускающийся вплоть до оз. Бурсугы-Нур (т. е. до высоты 1550 м), очевидно, произошло уже позже образования морен II стадии (см. табл. 2). Если бы извержение произошло раньше, то ледники II стадии срезали бы вулканические конусы. Можно предположить, что наиболее мощные извержения имели место в интервале времени между образованием морен максимальной и II стадий, т. е. между 13 000—14 000 и 10 000 лет назад. Таким образом, излияние джонбалыкских лав связано с импульсом вулканической активности, который имел место в нижнем голоцене и, очевидно, имел планетарный характер (Максимов, 19686).

Интересно отметить, что сейсмо-тектонический кризис IV стадии оледенения, также, видимо, имевший планетарный характер (Максимов, 1968а), произошел значительно позже нижнеголоценового излияния джонбалыкских базальтов.

Признаки древнейших оледенений выражены в районе работ не слишком ясно. На высоте 250—300 м над дном долин Жохоя и Мугувека и верхней части долины Белого Иркута отчетливо видны троги предпоследнего оледенения. В некоторых местах на них видна морена. Высота заложения плечей вверх по долинам иногда уменьшается до нуля.

На гребне, разделяющем Белый Иркут и речку Лагерную (см. рис. 2), видны три плечеобразных уровня на высотах 200, 550 и 700 м над дном трога последнего оледенения. Первый из них сопряжен с плечами трога предпоследнего оледенения на других склонах. Второй уровень также находит себе аналоги на других склонах. Третий уровень предвершинный. Морена обнаружена только на нижнем уровне. Интересно заметить, что на склоне трога предпоследнего оледенения, т. е. в интервале между первым и вторым уровнем, обнаружено 8—10 небольших уступов, нижние из которых несут морену. Их образование, видимо, связано со стадиями сокращения ледника предпоследнего оледенения.

Приведенные данные заставляют предполагать, что в Восточном Саяне было три-четыре древних оледенения.

ЛИТЕРАТУРА

Варданянц Л. А. Простейший способ подсчета снеговой границы.— Изв. Гос. геогр. об-ва, 1932, т. 64, вып. 6.

Верхний плейстоцен, сборник. Данные лаборатории ГИН АН СССР. Сообщение N° 2. М., «Наука», 1966.

Забелин И. М. .0 характере последнего оледенения в верховьях рр. Иркута и Китоя.— Вестник МГУ, 1950, № 12.

Комаров В. Л. Поездка в Тункинский край и на озеро Косогол в 1902 году.— Изв. РГО, 1905, т. 41, вып. 1.

Кропоткин П. А. Поездка в Окинский караул.— Зап. Сиб. отд. геогр. об-ва, кн. 9 и 10, 1867.

Львов А. В. О геологических исследованиях в Тункинских и Китойских альпах — Советская Азия, 1930, № 5—6.

Максимов Е. В. О происхождении террас Мондинской котловины в Восточном Саяне,—Изв. ВГО, 1965а, т. 97, вып. 4.

Максимов Е. В. О ледниках массива Мунку-Сардык в Восточном Саяне.— Изв. ВГО, 19656, т. 97, вып. 2.

Максимов Е. В. Абсолютная хронология стадий сокращения горных ледников.— Советская геология, 1966, № 3.

Максимов Е. В. О существовании связи между стадиями оледенения и проявлениями сейсмичности.— Изв. ВГО, 1968а, т. 100, вып. 1.

Максимов Е. В. Ритмичность в проявлении вулканической активности.— Советская геология, 19686, № 5.

Молчанов И. А. Несколько слов о древнем оледенении Восточного Саяна.— Труды Комитета по изучению четвертичного периода, т. II, 1932.

Обручев С. В. Орография и геоморфология восточной половины Восточного Саяна.— Изв. ВГО, 1946, т. 78, вып. 5, 6.

Обручев С. В. Восточная часть Саяно-Тувинского нагорья в четвертичное время.— Изв. ВГО, 1953, т. 85, № 5.

Обручев С. В., Лурье М. Л. Вулканы Кропоткина и Перетолчина в Восточном Саяне.— Труды Лаборатории вулканологии, вып. 8, АН СССР, 1954.

Олюнин В. Н. Неотектоника и оледенение Восточного Саяна. М., «Наука, 1965.

Перетолчин С. П. Ледники хребта Мунку-Сардык.— Изв. Томского технол. ин-та, 1908, т. 9, вып. 1.

Преображенский П. И. Следы древнего оледенения в верховьях рек Иркута и Оки.— Изв. Геол. комитета, 1926, т. 45, № 8.

Шнитников А. В. Изменчивость общей увлажненности материков северного полушария.— Зап. Геогр. об-ва СССР, т. 16, новая серия, 1957.

Щербакова Е. М. О возрасте и развитии Восточного Саяна.— Материалы по палеогеографии, вып. 1. Изд. МГУ, 1954.

Ячевский Л. А. Краткий предварительный отчет о геологической части Саянской экспедиции.— Изв. Вост. Сиб. отд. РГО, т. 19, № 1. Иркутск, 1888.