/
Text
Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
2000
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
АПРЕЛЬ-ИЮНЬ
№ 2 - 2000
СОДЕРЖАНИЕ
Гусаров А.В. Изменчивость эрозии и стока наносов в Африке во второй половине XX века 3
Кравченко Р.А. Аккумулятивный процесс в развитии овражных систем 12
Любимов Б.П. Особенности овражной эрозии в зоне тундры 18
Методика научных исследований
Голосов В.Н. Использование радиоизотопов при исследовании эрозионно-аккумулятивных процес¬
сов 26
Научные сообщения
Авенариус И.Г., Белозеров С.Н., Львова Л.А., Репкина Т.Ю. Морфоструктурный план Кольского
шельфа Баренцева моря 34
Антроповский В.И. О критериях выделения типов речных русел 43
Бондарев В.П., Зорина Е.Ф., Ковалев С.Н. Гидролого-морфометрические характеристики овражно¬
балочных систем центра Русской равнины 52
Ключарев Н.И. Образование лёссовой пыли при дефляции на склоне 58
Новиков И.С. Морфотектоника зоны перехода от Алтая к Зайсанской впадине 68
Постоленко Г.А. Гетерогенные долины горно-ледниковых регионов и генезис останцов обтекания 76
Хмелева Н.В., Виноградова Н.Н., Шевченко Б.Ф. Короткопериодическая цикличность эрозионно¬
аккумулятивных процессов в горном речном бассейне 84
Хроника
Назаров Н.Н. 14 пленарное совещание Межвузовского научно-координационного Совета по проб¬
леме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ 89
Рыжов Ю.В., Снытко В.А., Уфимцев Г.Ф. Научный семинар по морфологии рельефа 91
Потери науки
Владимир Федорович Шувалов (1932-1999) 93
Памяти Варламова Ивана Павловича 95
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии,
Институт географии, 2000 г.
1
GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
APRIL - JUNE
№ 2 - 2000
QUARTERLY
FOUNDED 1970
CONTENTS
Gusarov A.V. Variability of erosion and solid runoff in Africa during the second half of 20th century 3
Kravchenko R.A. Accumulation at the gully system's development 12
Lyubimov B.P. Characteristics of gully erosion in tundra zone 18
Methods of Research
Golosov V.N. Radiometric dating in the studies of erosion and accumulation 26
Short communications
Avenarius I.G., Belozerov S.N., L'vova L.A., Repkina T.Yu. Morphostructural plan of Barents Sea shelf.. 34
Antropovsky V.I. On the criteria of river channel types distinction 43
Bondarev V.P., Zorina E.F., Kovalev S.N. Hydrological-morphometric characteristics of gully-balka systems
in the central part of Russian Plain 52
Klyucharev N.I. Loess dust uprising in the process of slope deflation. 58
Novikov I.S. Morphotectonics of transitional zone from Altai Mounts to Zaisankaya basin 68
Postolenko G.A. Heterogeneous valleys of mountain-glacier regions and the origin of cut-off lobes 76
Khmeleva N.V., Vinogradova N.N., Shevchenko B.F. Short-period cycle of erosion-accumulation processes
in the mountain river basin 84
Chronicle
Nazarov N.N. 24th Plenary Session of the Inter-High School Scientific Board on the problem of erosion,
channel and river mouth's processes at MSU 89
Ryzhov Yu.V., Snytko V.A., Ufimtsev G.F. Scientific seminar on the relief morphology 91
Obituaries
Vladimir Fedorovitch Shuvalov (1932-1999) 93
To the memory of Ivan Pavlovitch Varlamov 95
2
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 2
апрель-июнь
2000
УДК 551.435.11+551.311.21(6)
© 2000 г. А.В. ГУСАРОВ
ИЗМЕНЧИВОСТЬ ЭРОЗИИ И СТОКА НАНОСОВ В АФРИКЕ
ВО ВТОРОЙ ПОЛОВИНЕ XX ВЕКА
В оценках пространственных закономерностей развития эрозии в Африке к настоя¬
щему времени ё мировой гидролого-геоморфологической литературе нет единого мне¬
ния. Отсутствие представительного материала по стоку наносов как универсального
показателя интенсивности эрозии в речных бассейнах и надежной методики интер¬
поляции имеющихся данных на неизученные территории приводит, порой, к проти¬
воречивым выводам (карты Уоллинга, Дедкова и Мозжерина, Львовича и др. [1—3] и
т.д.). Тем не менее, все авторы единодушны в своих выводах о самой слабой на конти¬
ненте эрозии в экваториальном лесу бассейна Конго и засушливой полосе Афри¬
канского Рога (модули стока речных наносов не более 10-50 т/км2 в год), и высокой
эрозии в Абиссинии, в тропиках о. Мадагаскар и субтропических горах Северной и
Южной Африки (до 500-1000 т/км2 в год и более). Но даже эти предварительные ко¬
личественные оценки со временем будут изменяться. И причина здесь не столько в
последующих, более детальных исследованиях, сколько, по сути, во временной измен¬
чивости самих эрозионных процессов в изменяющихся климатических и антропогенных
условиях среды.
Ниже мы попытаемся дать, насколько это возможно, общую, дифференцированную
по климатическим поясам оценку этих изменений (а точнее, длительных, многолетних
тенденций) во вторую половину минувшего столетия, исходя из анализа изменений,
прошедших в стоке наносов крупных рек континента. Этот анализ сталкивается с
рядом трудностей, существенные из которых - слабая доступность фактического
материала (в большинстве стран изучением наносов занимаются строительные кам¬
пании, не публикующие свои материалы), временная прерывистость наблюдений за
стоком наносов (зачастую, информация имеется за определенные интервалы времени,
разделенные немалым количеством лет), перехват водохранилищами основной массы
продуктов эрозии. Однако использование дополнительной информации из литератур¬
ных источников позволяет скорректировать и интерпретировать получаемые из ана¬
лиза выводы.
В экваториальном поясе континента на протяжении последних 100 лет климатоло¬
гами отмечалась слабовыраженная отрицательная тенденция атмосферных осадков,
ставшая более заметной с конца 60-х годов [4]. Она, конечно же, не могла не отра¬
зиться на изменении интенсивности эрозионных процессов в речных бассейнах, а сле¬
довательно, и на объемах продуктов эрозии в них. Так, по сообщению Хоулмана [5]
ежегодно самая полноводная река Африки - Конго (Заир), бассейн которой северной
частью располагается в границах пояса, в середине XX в. выносила со своими водами
в прибрежную зону Атлантического океана около 68-70 млн. т взвешенного мате¬
риала. В 80-е же годы его ежегодный объем не превосходил и 44 млн. т (эти и после¬
дующие данные о стоке наносов крупных рек Африки за указанный временной
интервал получены по компьютерной сети Internet из Канадского гидрологического
института; его электронный адрес - http: 3//www.cciw.ca/gems), а по данным Муколо и
др. [6] - 35 млн. т (с 95% площади водосбора реки за 1987-88 гг.). Иными словами,
3
Рис. 1. Временная динамика атмосферных осадков для экваториального пояса Африки (по Жильцовой [4]) и
нормы стока взвешенных наносов (СВН) р. Конго во второй половине XX в.
1 - осадки, 2 - тренд осадков, 3 - многолетняя норма СВН, 4 - тренд нормы СВН
уменьшение годовой нормы осадков с 1940-1950-х гг. по 1980-е гг. в 1,2 раза (на 10%)
определило здесь уменьшение объема наносов в 1,5-2 раза (на 30-50%). В пользу
гидрометеорологической обусловленности этого понижения (рис. 1) говорит то
обстоятельство, что, несмотря на интенсивную вырубку древесной растительности в
последние десятилетия (ежегодное сведение ее на площади 300 000 га [7]), лесистость
в бассейне р. Конго еще по-прежнему высока (не менее 75%) и влажные экваториаль¬
ные леса достаточно быстро восстанавливаются на местах их сведения в течение
всего 3-10 лет. По этой причине эрозия на междуречьях после рубок усиливается
лишь в первые годы и с развитием вторичных лесных сообществ ослабевает, посте¬
пенно приходя к показателям, характерным (или близким) для естественных условий
влажных лесов.
Однако изменение твердого стока р. Конго есть реакция эрозионной системы на
климатическое изменение именно в экваториальном поясе. В южной же половине
бассейна, где господствует субэкваториальный климат, годовое количество осадков за
последние 50 лет не испытало существенных изменений [4]. И можно лишь предпо¬
ложить, что при нестационарном их режиме здесь сток наносов в океан (а значит и
активность эрозии) в целом по бассейну многоводной реки был бы либо ниже совре¬
менных 35^14 млн. т, либо близок к значениям середины века. Принципиально важен
еще и тот факт, что климатически обусловленное уменьшение активности эрозии
протекает здесь преимущественно пока еще в условиях пассивной (если, конечно,
просто сведение лесов можно назвать пассивным вмешательством) неагрикультурной
хозяйственной деятельности. Поэтому есть основания полагать, что связано оно
прежде всего с сокращением русловой (речной) составляющей эрозии в густой гидро¬
графической сети северной части бассейна Конго при хорошей сохранности древесной
растительности на водосборах.
Там же, где на месте сведенного леса развивается земледелие, интенсивная бассей¬
новая эрозия продолжается и приводит, нередко, к образованию ландшафтов "дурных
земель". Так, широкомасштабная рубка древесной растительности, главным образом
на топливо, в 1900-1987 гг. сократила площадь лесов в Уганде с 15% до 3 [8], и по
некоторым, не самым пессимистическим оценкам, к 2000 г. ожидается полное сведение
гилейной растительности. За 60 последних лет здесь наблюдается неуклонное и
прогрессирующее увеличение масштабов почвенной и овражной эрозии в целом на
возделываемых землях, и, в частности, в предгорьях вулканического массива Вирунга.
4
В соседней Руанде эрозия на пахотных землях превышает эрозию на естественных
пастбищах более чем в 4 раза [9], причем плотность населения страны быстро возрас¬
тает: если в 1970 г. она составляла 140 чел/км2, то в 1990 г. - уже 275 чел/км2. Расту¬
щая потребность в земле заставляет крестьян очищать земли от лесов под огородные
наделы даже на крутых горных склонах. И, если принять с определенными оговорками
вывод К. Абернети (1990) о том, что среднегодовой сток наносов реки возрастает в
1,6 раза быстрее, чем численность населения в ее бассейне (относительно бассейнов
зоны влажных и переменно-влажных лесов), то можно предположить более чем
трехкратное усиление интенсивности эрозии в Руанде за указанный выше отрезок вре¬
мени, даже с учетом сокращения количества атмосферных осадков.
Сходная ситуация отмечается вдоль северного побережья Гвинейского залива, где
леса пострадали значительно больше, чем во впадине Конго. Чрезмерный выпас скота
на пастбищах, массовые рубки леса, применение нерациональных агротехнических
способов возделывания земель, нетрадиционной для этих мест тяжелой техники и
набора сельскохозяйственных культур привели к сильнейшей эрозии в ряде стран [10].
Замена бобовых и корнеплодов зерновыми культурами значительно ухудшает физи¬
ческие свойства почв, снижает их водоудерживающую и инфильтрационную способ¬
ность. По данным Михайловой [11], под естественной лесной растительностью в этих
ландшафтных условиях скорость инфильтрации составляет 3,5 см/мин, при бес-
пахотном использовании она сокращается до 1,5 см/мин, а при плужной вспашке - до
0,1 см/мин (т.е. поверхностный сток воды, вызывающий эрозию, увеличивается более
чем в 30 раз). Наряду с плоскостной эрозией растут огромные овраги, почвы во многих
местах смываются полностью до латеритных кор. Так, на территории Агулу-Нанка
(Нигерия), расположенной несколько севернее дельты Нигера, овражная эрозия
превратила некогда густонаселенный район, площадью свыше 1000 км2, в необи¬
таемую пустыню [12]. Ситуация все более усугубляется массовой миграцией населе¬
ния из подвергающихся засухе северных саванных районов страны в южные лес¬
ные.
Сведение лесов и распашка земель - основная причина быстро возрастающей в
последние десятилетия эрозии и в других странах Черной (Западной) Африки. Лал [13]
приводит данные наблюдений во влажных районах Кот - д'Ивуара, свидетельствую¬
щие об увеличении размеров эрозии в результате сведения лесов в 50-100 и даже 1000
раз. Ежегодный сток наносов с пахотных земель на месте сведенных лесов составил
2000-9000 т/км2, а в лесах - всего 20-40 т/км2. При этом сокращение лесов идет очень
быстро. Если в 1960 г., их площадь оценивалась в 120 тыс. км2, то к 1988 г. - лишь
25-30 тыс. км2. Практически это означает увеличение за 30-летний период площади
земель, подверженных сильнейшей эрозии, в 4-5 раз. По данным специалистов,
несмотря на контрмеры, площадь лесов к 2000 г. сократится еще на 23% [14].
Заметное изменение климата в Сахельской зоне субэкваториального пояса Се¬
верной Африки, наметившееся с начала засух 1968-1974 гг. и продолжающееся до
настоящего времени, выразилось через отрицательный тренд осадков. Катастрофи¬
ческий характер засуха приобрела в Западном и Центральном Сахеле, где в отдель¬
ные годы уменьшение осадков достигло 50% от нормы [4]. Как полагают климатологи,
при синхронном повышении годовой температуры воздуха на 1-2°С и уменьшении
количества осадков на 10%, можно ожидать уменьшения годового жидкого стока на
40-70%. Однако геоморфологическая реакция здесь на данном изменении сказалась не
столь однозначно, как в зоне влажных экваториальных лесов бассейна Конго.
Анализ изменений, происшедших в стоке взвешенных наносов рек Сенегал и Шари,
и многолетнего ряда атмосферных осадков во второй половине XX в. приводит к
парадоксальному выводу: значительное сокращение выпадающей атмосферной влаги
не вызывает логического уменьшения активности эрозии, выраженного через умень¬
шение стока наносов. Так, если в начале второй половины XX в. воды р. Шари
привносили в озеро Чад около 2,34 млн. т терригенного материала - продукта эрозии в
ее бассейне [15], то в конце века этот водоем ежегодно принимает практически тот же
5
I
5
Рис. 2. Временная динамика атмосферных осадков для Судано-Сахельской зоны Северной Африки (по
Жильцовой [4]) и нормы стока взвешенных наносов (СВН) р. Шари во второй половине XX в.
Уел. обозначения см. рис. 1
объем речных наносов (2,4 млн. т). Иными словами, катастрофически нарастающее
иссушение климата спровоцировало даже некоторое усиление механической денудации
региона (рис. 2). В чем же кроется здесь причина? Наиболее вероятное, на наш взгляд,
объяснение состоит в следующем. С одной стороны, уменьшение объемов атмо¬
сферных осадков не сопровождается, как установлено [16], уменьшением частоты их
выпадения в виде ливней. Следовательно, иссушение будет лишь сказываться на
уменьшении интенсивности последних. Это в свою очередь должно привести к
ослаблению эрозионной активности как в естественных, так и на агрикультурных
ландшафтах. Но, с другой стороны, одновременно действует и антропогенный фактор.
За последние 30-40 лет население стран Сахеля увеличивалось в среднем на 3% в год,
а производство сельскохозяйственных культур - лишь на 1%. Уменьшение осадков,
приведшее к резкому сокращению производства пяти основных продовольственных
культур зоны (просо, сорго, ньебе, турецкий горох и арахис), заставило крестьян
начать освоение целины в саванне. В результате за последние 20-25 лет площадь
обрабатываемых земель в Нигере, Мали и Северной Нигерии удвоилась [17], а
стихийное (что важно подчеркнуть) земледелие на них сыграло свою негативную
рельефообразующую роль. Кроме того, эрозионному "разъеданию" земель, порой не в
меньшей степени, способствует скотоводство: заметное сокращение пастбищных
угодий приводит к концентрации скота в определенных местах, многократно превышая
допустимую нагрузку и вызывая на них неотвратимый ливневой размыв, что
отмечается в последние декады, к примеру, в суданской провинции Кордофан [18]. А в
бассейне упомянутого уже озера Чад, как показывает анализ картографических
материалов состояния природной среды [19], площадь пастбищ с конца 1950-х по
середину 1980-х гг. даже увеличилась на 3%. Большая часть из них к настоящему
времени деградирована. Аналогичная картина взаимодействия климата и хозяйст¬
венной деятельности, по всей видимости, характерна и для территории Западного
Сахеля. Сток взвешенных наносов р. Сенегал в Атлантический океан, оцениваемый
до середины XX в. [20] в 2,4 млн. т (при площади водосбора в 375000 км2), к концу
века составил величину в 1,9 млн. т (на гидропосту выше по течению реки, при
площади водосбора 270000 км2). Если объем наносов этого водотока и уменьшился, то
не столь существенно (с учетом разницы площадей), как следовало бы ожидать при
соответствующих темпах иссушения зоны. И не исключено, что одной из наиболее
возможных причин подобного расклада явилась здесь менее "агрессивная" реакция
хозяйственной деятельности на уменьшение осадков.
6
В этой связи для Центрального и Западного Сахеля может быть высказана сле¬
дующая рабочая гипотеза относительно направленности развития эрозии во второй
половине столетия: на фоне взаимодействия (а точнее, противодействия) климати¬
ческого (иссушение) и антропогенного (освоение целины, перевыпас) факторов проис¬
ходит общее ослабление интенсивности эрозионных процессов, при одновременном
увеличении земельных площадей, ими пораженных. В ландшафтах же близких к
естественным, сама сущность иссушения может, до определенной степени, регули¬
ровать равновесие эрозионной системы по следующей схеме: уменьшение количества
осадков —> уменьшение русловой эрозии —> уменьшение густоты растительного
покрова —> уменьшение сопротивляемости водному размыву почвогрунтов на между¬
речьях -» усиление бассейновой эрозии. Можно полагать, что, как и всюду при прост¬
ранственно-временных переходах от степей и саванн к полупустыне, в естественных
условиях ослабление русловой эрозии компенсируется усилением бассейновой. Неиз-
менение (или слабое сокращение) стока речных наносов за указанный выше временной
интервал - есть результат противодействия всех этих факторов. Вполне очевидно,
что эти предположения должны быть проверены на большом фактическом материале
и на разной методической основе.
По причине плотинного перекрытия временная динамика стока взвешенных наносов
в устье р. Нил, к сожалению, не отражает реально происшедшие эрозионные изме¬
нения в Судано-Абиссинском секторе пояса. Кото и Галей [21] отмечают, что после
сооружения высотной Асуанской дамбы на р. Нил его максимальный среднемесячный
расход воды ниже по течению уменьшился с 8430 до 2550 м3/с, мутность воды с 2,8 до
0,05 кг/м3, а ежегодное поступление наносов в дельту сократилось со 100 до менее чем
1 млн. т [1]. Причем, это очевидное "техногенное" уменьшение наносов также прохо¬
дило на фоне сокращающихся атмосферных осадков в регионе и усиливающегося
антропогенного прессинга на саванные ландшафты бассейна верховьев реки. Потреб¬
ление древесины на топливо, расширение сельскохозяйственных угодий, нерациональ¬
ный выпас скота, пожары привели к сокращению лесов в Эфиопии с 15% ее терри¬
тории в середине 50-х гг. XX в. (в прошлом леса занимали до 75% площади) до менее
чем 2,5% в начале 80-х гг. [22] на фоне неуклонного роста численности населения и
строительства инженерных сооружений (дорог, мостов, каналов и др.). Несмотря на
начавшиеся лесопосадочные и землезащитные работы, эрозия здесь продолжает
прогрессировать. Об этом говорят, в частности, и повторные промеры глубин в двух
водохранилищах Судана - Эр-Росейрес на р. Голубой Нил и Хашм-эль-Гирба на
р. Атбара, сооруженных в 60-е годы, которые не выявили замедления процесса
заиления их днищ наносами к началу 90-х гг. [23]. Этот факт может также служить
подтверждением "противовеса" агрикультурной природы изменения эрозии и стока
наносов климатической в данном регионе Африки. По-видимому, негативное влияние
хозяйственной деятельности на эрозионную систему проявилось здесь все же зна¬
чимее, нежели позитивное (с противоэрозионной точки зрения) влияние климатичес¬
кого иссушения. Тому способствуют, во-первых, сами природно-социальные условия на
Эфиопском нагорье (сведение лесов и распахивание земель на горных склонах имеют
следствием проявление водного размыва в гораздо более активных формах, чем в
саваннах равнинного Сахеля), а во-вторых, меньшие темпы иссушения климата в
сравнении с зоной Сахеля. Свою отрицательную лепту вносят и более быстрые темпы
роста сельского населения.
В саваннах и редколесьях Восточно-Африканского плоскогорья, где за вторую
половину XX в. статистическим анализом не фиксируется сколь-либо заметного изме¬
нения количества атмосферных осадков, а стало быть нет причины естественному
усилению или ослаблению эрозии, хозяйственная деятельность прямо и косвенно
определяет направленность развития этого процесса. Зачастую она приводит к нега¬
тивным последствиям. Так, механизированная обработка земель при возделывании
зерновых культур во многих земледельческих провинциях плоскогорья, увеличила
эрозию в сравнении с естественными ландшафтами саванн в 10-30 раз [13]. Подобная
7
картина особенно характерна для севера Танзании (провинция Шиньянга) и Кенийского
плато, где из-за огромного содержания в речных водах взвешенных наносов, значи¬
тельно сократилась продолжительность действия многих водохранилищ на малых
реках. К примеру, водохранилище Киндарума в бассейне р. Тана заполнилось наносами
в течение всего 7 лет. Эрозия усугубляется здесь перевыпасом в широком масштабе
пастбищ и неконтролируемым сведением кустарников при борьбе с мухой це-це.
Безусловно, есть здесь и положительные моменты в процессе взаимодействия челове¬
ка и ландшафта. Введение почвоохранных мер приводит нередко к неплохим ре¬
зультатам в борьбе с эрозией [24]. Однако их распространение и степень практичес¬
кого внедрения оставляют желать лучшего.
На юге континента картина, по всей видимости, аналогична той, что наблюдается в
Восточной Африке. Фиксируемое в устье снижение стока наносов р. Замбези с
99 млн. т/год (в середине XX в.) [20] до 21 млн. т/год (в последние 10-20 лет) вызвано
сооружением каскада водохранилищ, где и оседает основная масса эрозионного
материала. Утверждать естественную обусловленность столь значительного снижения
(в дополнении к техногенному) нет оснований: на протяжении последних десятилетий,
как и в течение всего XX в., определенных тенденций в изменении количества атмос¬
ферных осадков по большинству метеостанций на субэкваториальном и тропическом
юге Африки не отмечалось [4], поэтому суждение о характере изменения эрозии в
бассейне реки по этому снижению не представляется корректным. Однако, согласно
расчетам Болтона [25], объем наносов, задержанных в водохранилище Кариба - одном
из самых крупных в мире, составил к 1984 г. (через 20 лет эксплуатации) 70% полного
его объема. Такое интенсивное заиление может быть связано, главным образом, с
активной эрозией обрабатываемых и пастбищных земель бассейна р. Замбези. И не
только ее верховьев. К примеру, за последние 30-50 лет интенсивной обработки 12%
всех пахотных земель Зимбабве в результате сильнейшей эрозии практически пол¬
ностью потеряли свое плодородие и земледельческую пригодность [26]. Не исключено,
что это в свою очередь, уже сейчас вызывает необходимость освоения новых целин¬
ных земель в саванне, а значит вновь нарушит сравнительно хрупкое на них эрози¬
онное равновесие в ближайшем будущем.
Не менее удручающая ситуация складывается и на соседних с Африкой островах.
На о. Мадагаскар, например, эрозия ускоряется в результате высоких темпов роста
населения (3,5% в год) и обезлесивания (скорости сведения древесной растительности в
тропическом лесу и саванне составляют 150-300 тыс. га/год) [27]. Процесс вырубки
лесов затронул здесь даже 36 национальных парков и заповедников! На островах
Кабо-Верде, что у западного побережья континента, проблема обезлесивания во вто¬
рой половине XX в. стоит также остро. Почти 70% островитян сводят леса на топливо
для приготовления пищи, что в конечном счете выражается в ускоренной почвенно¬
овражной эрозии [28].
Приведенная картина развития эрозии в саваннах и полупустынях Африки есть
закономерное следствие неэффективной, с точки зрения природопользования, хозяйст¬
венной политики проживающих здесь народов. Растущему в численности населению
приходится осваивать даже те территории, где все еще сохранилась первозданная
природа. И вряд ли есть основания полагать, что в начале XXI столетия ситуация
может принципиально измениться в лучшую сторону.
Судить о направленности развития эрозии в субтропиках Северной Африки из-за
отсутствия у нас какой-либо полной информации затруднительно. Однако, ссылаясь на
Фея [29], отметим, что в их горно-предгорной части (Атласские горы) хозяйственная
деятельность, расширяя сферу своего влияния, также является главной причиной
ускоренных темпов эрозионной деградации земель в последние десятилетия. Модули
стока наносов здесь достигают порой 1000, а местами и 3000 т/км2/год, что в десятки,
а то и сотни раз превышает темпы эрозии в естественных ландшафтах этих мест [2].
Растущая плотность сельского населения и порочная практика земледелия и ското¬
водства обрекают на неудачу немногочисленные попытки борьбы с этим процессом.
8
С ВHt млн. тонн Осадки, мм
Рис. 3. Временная динамика стока взвешенных наносов (СВН) р. Оранжевая у г. Апингтона (по Рузебуму и
Хармсу [30]) и атмосферных осадков для субтропического пояса Южной Африки (по Жильцовой [4])
Уел. обозначения см. рис. 1
По всей видимости, и на будущих, более детальных картах эрозии континента, как и
на современных [2, 3], северо-западная его оконечность будет также располагаться в
границах ареала с одним из самых высоких показателей водного размыва земель,
предопределенного как природными (ландшафтно-климатическими), так и, не в мень¬
шей степени, антропогенными условиями.
Имеющиеся данные о характере эрозии в субтропическом поясе Южной Африки
говорят о возможно более сложном ее изменении за последние десятилетия, чем в
субтропиках Атласа. С одной стороны, анализ изменения стока наносов в бассейне
верховьев р. Оранжевая (площадью 820 тыс. км2) показывает уменьшение и даль¬
нейшую стабилизацию объема выносимых продуктов эрозии с конца 1930-х гг. Рузе-
бум и Хармс [30] склонны объяснить это созданием небольших водохранилищ, сокра¬
щением площадей эродируемых земель и уменьшением интенсивности выпаса скота в
бассейне реки. Признать эти доводы убедительными позволяет отмечаемый во второй
половине века для пояса стационарный режим атмосферных осадков (рис. 3).
Но, с другой стороны, имеются свидетельства о локальной активизации эрозионных
процессов, чья опять-таки техногенная обусловленность выражается зачастую в
катастрофических последствиях. Так, в бассейне ручья Манолика (пригороды г. Ма¬
серу), площадью в 11,04 км2, с 1979 г. по 1985 г., из-за изменения в структуре зем¬
лепользования (сокращения сельскохозяйственных угодий, массовой застройки),
средний годовой модуль смыва почв увеличился до 1810 т/км2 [31]. При этом большая
часть наносов была аккумулирована в днищах оврагов. В другом случае, анализ
аэрофотоснимков периода 1937-1983 гг. показал резкое увеличение площади эроди¬
рованных земель (в 25 раз) на водосборе р. Умфолози, ЮАР (площадью 10075 км2),
происшедшее с 50-х годов после осуществления программы принудительного пересе¬
ления коренного населения [32]. В дальнейшем темпы эрозии несколько стабилизи¬
ровались, хотя и на уровне, существенно превышающем интенсивность эрозии в
допереселенческие времена.
Принимая во внимание сложившуюся картину, с большой долей условности мы
можем отнести субтропики Южной Африки к области, где эрозия за последние
десятилетия носит в целом сравнительно стабилизированный характер.
9
а
6
гптт
пш
тш*
Рис. 4. Карта направленности развития эрозии в Африке во второй половине XX в.
Тенденции эрозии (а - установленная, б - предполагаемая): 1 - восходящая, 2 - стационарная, 3 - нисхо¬
дящая, 4 - данные отсутствуют; 5 - границы климатических поясов: Эк - экваториального, СЭк - субэква¬
ториального, Тп - тропического, СТп - субтропического
Выводы
1. Основной фактор изменчивости эрозии в Африке во второй половине XX в. -
антропогенный (вырубка лесов, распашка земель, чрезмерный выпас скота, строи¬
тельство инженерных сооружений). Последний, в силу своей либо активности, либо
относительной пассивности в одних и тех же изменяющихся климатических условиях,
может привести к противоположным последствиям. Тому примерами служат зона
Сахеля (Центрального и Западного) и экваториальный пояс (котловина Конго и побе¬
режье Гвинейского Залива). Особенно значительное усиление эрозии под влиянием
антропогенного фактора отмечается в экваториальной Черной Африке, бассейне
Великих озер, на Кенийском плато и Эфиопском нагорье, бассейне р. Замбези, на
о. Мадагаскар, в горах Атласа (рис. 4). Большое уменьшение стока речных наносов
связано с созданием водохранилищ, особенно многочисленных в саваннах и полупус¬
тынях субэкваториального и тропического поясов континента.
10
2. Роль климатических изменений в развитии эрозии отчетливо проявляется в
границах Сахеля (Западного) и экваториальной части бассейна р. Конго, т.е. там, где
влияние антропогенного фактора в силу природно-социальных условий пока еще не
достигает широких масштабов. На остальной, большей территории Африки относи¬
тельно стационарный режим атмосферных осадков, сам по себе, не сказывается
заметным образом в многолетнем аспекте на изменении эрозионных процессов.
3. Можно полагать, что в первые десятилетия XXI столетия, по мере стабилизации
социально-экономических условий, все большая роль в изменении эрозии будет при¬
надлежать природным факторам (прежде всего гидрометеорологическим). Такой сце¬
нарий уже сейчас намечается, к примеру, на юге Африки. Там же, где достижение
подобной стабилизации в ближайшей перспективе проблематично, роль антропогенного
фактора в изменчивости эрозии будет превалирующей.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Walling D.E., Webb B.W. Erosion and sediment yield: a global overview // IAHS Publ. 1996. № 236. P. 3-19.
2. Дедков А.П., Мозжерин, В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1984. 264 с.
3. Львович М.И., Карасик Г.Я., Братцева Н.П. и др. Современная интенсивность внутриконтинентальной
эрозии суши земного шара / Результаты исследований по международным геофизическим проектам. М.:
1991. 336 с.
4. Жильцова ЕЛ, Вековые тренды осадков в различных климатических зонах Африки и Австралии // Изв.
РАН. Сер. геогр. 1997. № 6. С. 40-51.
5. Holeman J.N. The sediment yield of major rivers of World // Water resours res. 1968. V. 4. P. 737-747.
6. Moukolo N., Bricquet J.-P., Biyedi J. Bilans et variations des exportations des matieres sur le Congo a Brazzaville.
De janvier 1987 a decembre 1988 // Hydrol. Contin., 1990. V. 5. № 1. P. 41-52.
7. Pagezy Ph. Un ingenieur de I.O.N.F. participe a la preparation du part au Zaire // Arborescences. 1991. № 32.
P. 18-22.
8. Simbwa P. Uganda counts the cost of environmental reglect // Afr. Bus., 1990. № 144. 48 p.
9. Jost Ch. A management et torrentialite en inontagne tropicale (Rwanda) // Rev. geomorphol. dyn. 1989. V. 38.
№ 3. P. 99-120.
10. Nigeria // Africa. 1992. V. 33. № 5-6. 11 p.
11. Михайлов Л.А. Земельные ресурсы Африки, их антропогенное изменение и охрана // Итоги науки и
техники. М.: ВИНИТИ, 1981. Т. 10. С. 67-83.
12. Egboka В.С.Е., Okpoko E.J. Gully erosion in Agula - Nanka region of Anambara state, Nigeria // LAHS Publ.
1984. № 144. P. 305-347.
13. Lai R. Soil erosion and sediment transport research in tropical Africa // Hydrol. Sci. J. 1985. V. 30. № 2. P. 239-
256.
14. Walderhaltungsprogramm fur Elfenbeinkuste // Africa - Post. 1990. № 11. P. 33-34.
15. Carre P. Qulques aspects du regime des apports fluviatiles de materiaux solides en suspension vers le Lac Tchad //
Cah. ORSTOM, ser. Hydrol., 1972. V. 9. № 1. P. 19-45.
16. Secheresse et erosion au Sahel // Secheresse. 1994. V. 5. № 3. P. 191-198.
17. Robson E. L'Afrique sahelienne attend sa revolution verte // Probl. econ. 1992. № 2266. P. 31-32.
18. Olsson K., Rapp A. Dryland degradation in central Sudan and conservation for survival // AMBIO. 1991. V. 20.
№ 5. P. 1992-1995.
19. Золотокрылин A.H., Джидингар T. Климатическое опустынивание Сахельской зоны // Изв. РАН. Сер.
геогр. 1998. № 1. С. 50-61.
20. Дмитревский ЮД. Внутренние воды Африки и их использование. Л.: Гидрометеоиздат, 1967. 382 с.
21. Koto М.М., Galay V.S. Dynamic floodplain changes to the River Nile the high Aswan Dam // Hydrol. and
Environ.: 23rd Cong., Ottawa, Aug. 21-25, 1989. V. B. Ottawa. 1989. P. 277-290.
22. Skoupy J. Lesnictvi v Efiopii // Les. pr. 1989. V. 68. № 12. P. 555-560.
23. Elsheikh S., Kaikai A., Andah K. Intensive sediment transport from the Upper Nile basin and water resources
management in Sudan // IAHS Publ., 1991. V. 20. P. 291-300.
24. Makhanu K., Nakagawa H. A comparison of trends in sediment yield between the 20-year pre-independence and
20-year post-independence period in Kenya // Nat. Conf. Publ. / Inst, eng., Austral., 1994. V. 94. № 1. P. 87-95.
25. Bolton P. Sediment deposition in major reservoirs in the Zambezi basin // IAHS Publ. 1984. № 144. P. 559-567.
26. Elwell HA. Sheets erosion from arable lands in Zimbabwe: prediction and control // IAHS Publ. 1984. № 144.
P. 429^138.
11
27. Madagascar's need help forest // Africa. 1989. V. 30. № 9-10. P. 27.
28. Lesourd M. Construction national et istularite en milieu sahelien: La Republique du Cap-Vert // Tropiques lulix et
liens / Inst. fr. rech. sci. dev. coop. Paris. 1989. P. 421-434.
29. Fay A. Comment lutter efficacement contre l'erosion dans les montagnes rifaines et telliennes // Bull, assoc, geog.
fr., 1993. V. 70. № 5. P. 399-407.
30. Roosehoom A., Harms HJ. von M. Changes in the sediment load of the Orange River during the period 1929-1969
// IAHS Publ. 1970. № 128. P. 459-470.
31. Rowntree K.M., Ntsaba M.M., Weaver A. van B. Changing patterns of erosion in a periurban catchment, Maseru,
Lesotho // IAHS Publ. 1991. № 203. P. 93-102.
32. Watson H.K. An assessment of the validity of the general perception of soil erosion in the Mfolozi catchment,
Southen Africa // Geookodynamik. 1993. V. 14. № 1-2. P. 75-84.
Казанский государственный Поступила в редакцию
университет 27.09.99
VARIABILITY OF EROSION AND SOLID RUNOFF IN AFRICA DURING
THE SECOND HALF OF 20th CENTURY
A.V. GUSAROV
Summary
Resent changes of erosion processes in Africa in different climatic zones are characterized on the basis of published
solid runoff data. The main factor of erosion variability within the continent is human activity: disforestation, breaking
the grounds, pasturage. The influence of climatic factor is clear manifested only under relatively weak human
impact.
УДК 551.435.162 + 551.435.17(470.323)
© 2000 г. P.A. КРАВЧЕНКО
АККУМУЛЯТИВНЫЙ ПРОЦЕСС В РАЗВИТИИ ОВРАЖНЫХ СИСТЕМ
Исследованию вопросов взаимосвязи эрозии и аккумуляции, саморегуляции релье¬
фа, особенностей развития эрозионных форм, связанных с внутренними закономернос¬
тями флювиального процесса, уделяется повышенное внимание в работах целого ряда
ученых.
Концепция единого эрозионно-аккумулятивного процесса, разработанная Макка-
веевым [1], предусматривает тесную взаимосвязь и взаимовлияние эрозии и аккуму¬
ляции. На внутреннюю противоречивость в развитии эрозионных форм указывал
Спиридонов [2]. Как непрерывно-прерывистый обозначает характер прохождения
денудации Тимофеев [3]. Саморегуляция рассматривается как причина смены периодов
роста длины эрозионных форм периодами их укорачивания [4]. При неизменных
внешних условиях возможно циклическое саморазвитие системы [5]. Чередование
смыва и аккумуляции было выявлено как для разных участков склона, так и для одних
и тех же в разные отрезки времени. Отмечается пульсирующий характер процесса,
его прерывистость [6-8 и др.]. При исследовании самоорганизации в развитии форм
рельефа Поздняков и Черванев [9] делают заключение, что эрозия и аккумуляция
взаимопогашаются, сравнивая саморегулирование этих процессов с колебаниями
маятника.
Выявленные особенности в развитии овражно-балочных форм позволили А.И. Ско-
морохову сформулировать положение о возвратно-поступательном развитии флю¬
виального рельефа. В оврагах и балках всегда сохраняются потенциальные возмож¬
12
ности для повторного вреза. Активный рост оврагов прерывается аккумуляцией,
которая может продолжаться до их полного исчезновения или прерываться новой
вспышкой эрозионной деятельности. Смена эрозионного процесса аккумулятивным
объясняется внутренними закономерностями в развитии флювиального рельефа.
Искусственно усиленная аккумуляция в оврагах по балочным днищам снижает ак¬
тивность эрозии на водосборе [10—13]. В дискуссии по последнему положению [14]
было высказано сомнение о влиянии аккумуляции на эрозионный процесс.
Распространение овражных отложений, наличие погребенных оврагов приводило
исследователей к необходимости выяснения причин этого явления. На неоднократное
захоронение и откапывание эрозионных форм обращал внимание ряд ученых [15-17],
которые объясняли чередование вреза и заполнения оврагов изменениями климата и
других внешних условий. Таким образом в научном направлении, изучающем общие,
внутренние закономерности эрозионно-аккумулятивных процессов, существует целый
ряд неясных и дискуссионных вопросов. Как проявляется воздействие аккумуляции в
формах рельефа и их динамике? Чередование вреза и заполнения - это результат
воздействия изменяющихся внешних факторов, или закономерное проявление внут¬
ренней противоречивости флювиального процесса? Оказывает ли аккумуляция в
балочных днищах влияние на развитие флювиального процесса в пределах склонов?
Существует ли принципиальная возможность использования аккумуляции наносов для
борьбы с эрозией?
Материал, необходимый для решения сформулированных проблем, был получен
нами при исследовании овражных систем в Курской обл. (преимущественно в право-
бережной части бассейна р. Сейм). Под овражной системой понимается совокупность
донных и береговых (склоновых) оврагов, находящихся во взаимодействии. В основу
работы положены материалы анализа разновременных аэрофотоснимков и результаты
полевых исследований, проводимых с целью определения морфометрических характе¬
ристик, динамики эрозионных форм и анализа современных отложений (по данным
бурения, расчисток и обследования естественных обнажений).
Рассмотрение вопроса о развитии овражных систем требует коротко остановиться
на изложенных ранее особенностях динамики донных оврагов [10, 13, 18]. В направ¬
лении от вершины к устью наблюдается уменьшение глубины оврага и расширение
его днища за счет увеличения аккумулятивной составляющей в объеме эрозионной
формы. Вершинный прирост может не приводить к удлинению донного оврага. При¬
растая вершиной, овраг укорачивается в результате заполнения рыхлыми отложе¬
ниями его устьевой части. Для 47% оврагов преобладание вершинного прироста или
устьевого заполнения не превышает 0,25 м/год. Заполнение происходит за счет
материала, вовлеченного потоком в транспортировку: продуктов вершинного размыва,
смыва с водосбора, ранее отложенного в овраге материала и др. В многолетнем
разрезе это выглядит как передвижение оврага по балочному днищу. Отложения на
дне перекрывают склоны оврага, изменяя его поперечный профиль с треугольного в
сторону корытообразного, вплоть до полного исчезновения отрицательной формы
рельефа. Интенсивность осадконакопления на дне выше, чем скорость отступания и
выполаживания овражных склонов.
По длине балочного днища часто развивается несколько размывов и происходит
многократная смена отмерших донных оврагов на более молодые. О фактах запол¬
нения свидетельствуют многочисленные обнажения в вершинах и по стенкам оврагов,
которые вскрывают современные намытые, слоистые, прогумусированные, слабоуп¬
лотненные овражные отложения. Часто встречаемые погребенные обломки кирпича,
шифера, стекла, не сгнившей древесины свидетельствуют о высоких скоростях захо¬
ронения и повторного размыва одних и тех же участков.
Сходные процессы характерны и для береговых оврагов, однако их заполнение,
так же как и прирост, происходит медленнее, чем донных оврагов. Постепенное
заполнение береговых оврагов приводит к изменению их положения относительно
местного базиса эрозии, которым является донный овраг.
13
Частота встречаемости (%) береговых оврагов различных
фаз развития в системе донный овраг - береговой овраг
(средние значения по трем временным срезам)
Группы береговых оврагов
Характер связи береговых оврагов с донными
Непосредственная связь
(четко выражена), %
Переходное
состояние, %
"Оторванные" (не имеют
видимой связи), %
Все береговые овраги
56,0
12,9
31,1
Береговые овраги в районах
активного заполнения донных
оврагов
21,2
19,2
59,6
Береговые овраги по характеру их связи с донными были объединены в три группы.
Первая - активно развивающиеся береговые овраги, имеющие непосредственную,
четко выраженную связь с донными. Когда в береговом овраге начинается активная
аккумуляция и его устьевая часть оказывается более или менее полно занята нано¬
сами, связь русла устьевой части берегового оврага с донным нечеткая (переходное
состояние) - вторая группа. При дальнейшем развитии активной аккумуляции бере¬
говой овраг утрачивает видимую связь с донным, становится как бы "оторванным",
"отшнурованным" от него. Устьевая часть берегового оврага заполнена и может рас¬
полагаться почти вплотную к бровке донного оврага или отстоять от него на десятки и
первые сотни метров. О наличии ранее связи между ними свидетельствуют геологи¬
ческие разрезы - третья группа. Выделенные три состояния береговых оврагов
являются по сути фазами аккумулятивной стадии развития.
Для территории ключевого участка, расположенного в пределах Курчатовского
района Курской обл., было подсчитано процентное соотношение береговых оврагов,
находящихся в разных фазах развития, по трем временным срезам (1950, 1966,
1983 гг.). Было учтено 990 оврагов. Отклонения в величинах по годам крайне незна¬
чительны, т.е. на территории сохраняется примерно одинаковое, типичное соот¬
ношение оврагов различных фаз. Средние величины соотношения береговых оврагов
приведены в первой строке таблицы. Эти значения можно принять за константу, ввиду
их слабой изменчивости во времени. Было проведено сравнение этих величин с такими
же средними значениями, но только для береговых оврагов, которые расположены
в тех частях балочных водосборов, где по днищам балок наблюдаются хорошо
выраженные процессы заполнения донных оврагов.
Для группы эрозионных форм, приуроченных к районам активной аккумуляции
донных размывов, характерно существенное повышение доли оврагов, имеющих
тенденцию к заполнению. Таким образом, аккумуляция, распространяющаяся в дон¬
ных оврагах, охватывает и приуроченные к ним береговые овраги. Обращает на себя
внимание тот факт, что заполнение и "отрыв" начинаются в тех береговых оврагах,
которые привязаны к устьевой части донных, когда в последних наблюдается сме¬
щение конусов выноса в сторону вершины оврага. Дальше наступает очередь скло¬
новых размывов, приуроченных ближе к вершинной части донных. Длина береговых
оврагов, раньше утративших связь с донными, продолжает уменьшаться за счет
заполнения устьевых частей. Вершина оврага может давать прирост или оставаться
практически неизменной в пространстве. Принципиальная схема аккумулятивной
стадии развития овражной системы (рисунок) показывает, как происходит постепенный
"отрыв" и заполнение береговых оврагов вслед за донными. При повторном врезе
донного оврага, начинающемся с погребенной устьевой части более древней формы,
происходит образование новых береговых размывов. Наблюдается многоярусное (ча¬
ще двухъярусное) расположение эрозионных форм, когда вершинная часть берегового
оврага предыдущего вреза еще продолжает жизнь, а в нижней части склона ее "дого¬
няет" овраг более молодого возраста. В случае, когда скорость аккумуляции в эрози-
14
Принципиальная схема аккумулятивной стадии развития
овражной системы
А, Б, В-условные временные срезы
1 - бровка балки, 2 - донные и береговые овраги; 3 - час¬
тичное заполнение донного оврага, 4 - намечающийся от¬
рыв берегового оврага от донного, 5 - участки активного
заполнения оврагов
онной форме верхнего яруса превышает ско¬
рость прироста "догоняющего" ее оврага ниж¬
него яруса или же значительная часть располо¬
женного выше размыва оказалась заполнена
до начала нового вреза, то более молодой ов¬
раг будет развиваться по полностью погре¬
бенной форме. Если размыв нижнего яруса
своей вершиной прорезает устьевую часть
оврага верхнего яруса, то наблюдается их
слияние и активизация. Таким образом, проис¬
ходит непрекращающаяся смена эрозионной и
аккумулятивной стадий в развитии оврагов.
Когда не завершается полностью один цикл
развития оврагов (конечной стадией которого
может быть полное погребение овражной
системы), то начинаются процессы повторного
размыва и одна "волна" догоняет другую.
При анализе по временным срезам бере¬
говых оврагов, приуроченных к заполняю¬
щимся донным, наблюдается усиление с
течением времени тенденции к заполнению склоновых размывов (в отличие от
константных величин). Кроме того, встречаются полностью погребенные овраги. Их
можно отнести к четвертой, заключительной, фазе аккумулятивной стадии развития
овражного рельефа. Однако для полного погребения берегового оврага требуется
сочетание определенных условий, одно из основных - отсутствие повторных размывов.
По всей видимости, в большинстве случаев период времени, необходимый для
заполнения оврага по всей длине, более длительный, чем период, необходимый для
возникновения нового вреза и активизации отмирающего оврага. Некоторые овраги не
могут быть полностью захоронены (в силу своего местоположения или размеров) без
изменения современных условий морфогенеза, однако будет происходить их частичное
заполнение и откапывание.
Интерес представляют многоярусные овраги, как выраженные в рельефе размывы,
принадлежащие к разным периодам вреза и развивающиеся по унаследованным
формам (хотя часто и с некоторым отклонением в пространстве). При рассмотрении их
в зависимости от заполнения донных оврагов отмечаются сходные, с описанными
выше, тенденции. Многоярусные эрозионные формы составляют 26,6% от общего
количества береговых оврагов. Наблюдается повышение доли многоярусных
склоновых форм в районах активного заполнения донных до 34,0%. Это связано с тем,
что часть оврагов нижнего яруса охвачена активной аккумуляцией (распространяю¬
щейся от донных оврагов), которая затормаживает прирост береговых оврагов, не
давая им возможности слиться в единый размыв. Отмечены случаи перехода оврагов
из многоярусных в одноярусные при исчезновении (за счет полного захоронения) эро¬
зионных форм одного из ярусов.
Была определена среднегодовая разность между скоростью заполнения оврагов
верхнего яруса и скоростью вершинного прироста форм нижнего яруса: она близка к
нулевым значениям и составляет -0,02 м/год. В районах активного заполнения донных
15
оврагов эта величина составляет +0,16 м/год, скорость заполнения эрозионных форм
верхнего яруса превышает скорость вершинного прироста размывов нижнего яруса.
И при таких условиях овраги имеют больше возможностей для заполнения, хотя
интенсивный эрозионный врез последующего периода может прервать процессы
погребения. Таким образом, при рассмотрении многоярусных эрозионных форм можно
сделать вывод, что в конечном итоге аккумуляция в донных размывах сдерживает
вершинный прирост береговых оврагов.
Овраги - продукт деятельности природных процессов (хотя и при все более
возрастающем антропогенном влиянии). И вместе с тем, природные факторы явля¬
ются внешними по отношению к оврагам, как саморазвивающейся системе. В пре¬
делах исследуемого ключевого участка овраги развиваются в однородной толще
лессовидных суглинков. И в подавляющем большинстве случаев не вскрывают корен¬
ных пород. Признаков дифференцированных тектонических движений не выявлено.
Почвенный покров объекта однороден (серые лесные почвы). Существенных изме¬
нений климата за период жизни оврагов не наблюдалось. Сравнение средних много¬
летних значений осадков и температуры за два временных отрезка между периодами
проведения аэрофотосъемки показывает, что различия были крайне незначительными.
Кроме того, анализ динамики овражных форм не дает возможности объяснить
развитие системы с помощью направленных изменений внешних факторов. Особенно
это наглядно при рассмотрении донных и береговых многоярусных оврагов.
В эрозионных формах, расположенных друг от друга на незначительном расстоянии и
имеющих сходные параметры водосборов, наблюдается как смена вреза заполнением,
так и противоположно направленное развитие.
За рассматриваемый отрезок времени существенных изменений в характере
хозяйственного использования также не наблюдалось. Для овражных водосборов были
подсчитаны средние многолетние значения коэффициентов эрозионной опасности
сельскохозяйственных культур. Полученные значения для временных интервалов
между моментами аэрофотосъемок свидетельствуют о незначительных отклонениях.
Смену современного заполнения и вреза в овражных системах нельзя объяснить
воздействием внешнего толчка. Исследование механизмов развития эрозионных форм,
а также природных и антропогенных факторов, приводит к выводу, что внутри¬
системные превращения циклического развития оврагов обусловлены внутренними
закономерностями флювиального процесса. А изменение внешних факторов будет
накладывать свои особенности на саморазвитие форм рельефа.
Сходные процессы характерны и для более мелких форм линейной эрозии, таких,
как промоины. По четырем временным срезам было прослежено развитие густой сети
глубоких промоин на балочном склоне (балка близ с. Жмакино Курчатовского района).
Вслед за заполнением борозды в нижней части склона (местный базис эрозии для
данных размывов) происходило постепенное заполнение промоин, начинающееся с
устьевых частей. На участке склона с полным отсутствием следов эрозионных форм
были заложены разрезы, вскрывшие погребенные промоины. После захоронения
промоины водный поток стал распластанным по склону и потерял способность
выносить значительное количество почвенных частиц, по сравнению с руслом,
имевшим треугольное поперечное сечение. Следовательно, увеличивается число пере-
отложений твердых частиц, уменьшается вынос почвы со склона в днище балки.
Наряду с трансформацией плоскостного стока в линейный происходит обратный
процесс - трансформация линейного стока в плоскостной. Эрозия изменяет рельеф, но
тем самым изменяет свой тип и интенсивность [19].
Решение вопроса о возможности использования аккумуляции наносов для борьбы с
эрозией [12, 14] сдерживалось недостатком конкретных исследований. Результаты,
полученные в настоящей работе, подтверждают принципиальную возможность исполь¬
зования приемов по задерживанию твердого стока для снижения активности эрозии
(линейной и плоскостной) на склонах и приводят к необходимости переоценки ряда
методов. Улавливание наносов надо рассматривать не только в связи с водоохранным
16
значением и защитой земель от заноса, но и с точки зрения воздействия на эрозионный
процесс. Например, создание прудов в донных оврагах приведет к активизации акку¬
мулятивных процессов и снижению эрозии в пределах водосбора. Однако вопросы
насколько, за какой отрезок времени и при каких условиях возможно эффективное
использование аккумуляции как противоэрозионного приема требуют своего решения.
Выводы
1. Аккумуляция в донных оврагах активизирует аналогичные процессы в береговых
оврагах, сдерживая их вершинный прирост.
2. Циклическое развитие овражных систем обусловлено внутренними закономер¬
ностями флювиального процесса.
3. Аккумуляции наносов в днищах эрозионных форм может быть использована как
один из методов борьбы с эрозией на склонах.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Маккавеев Н.И. Некоторые особенности эрозионно-аккумулятивного процесса // Эрозия почв и русловые
процессы. Вып. 8. М.: Изд-во МГУ, 1981. С. 5-16.
2. Спиридонов А.И. К изучению овражной эрозии // Вопр. геогр. Сб. 21. 1950. С. 123-127.
3. Тимофеев Д.А. Элементарные морфологические единицы как объект геоморфологического анализа //
Геоморфология. 1984. № 1. С. 19-29.
4. Некое С.В., Дамасевич А.Н. Закономерности развития эрозионных процессов на северо-востоке
Украины // Экзогенные процессы и окружающая среда: Докл. Всесоюз. совещ. Казань, 1988. М.: Наука,
1990. С. 156-162.
5. Фирсенкова В.М. Временная изменчивость эрозионных процессов в агросистемах Центральной лесостепи
// Временная организованность геосистем. М.: ИГАН СССР, 1988. С. 152-156.
6. Агафонов Б.П. Прерывистая денудация // Геология и геофизика. 1982. № 9. С. 119-121.
7. Козлова А.Е. Количественная оценка процессов плоскостного смыва на склонах в аридной зоне
Тургайского прогиба (на примере плато Кызбельтау) // Геоморфология. 1977. № 2. С. 70-79.
8. Часовникова ЭА. Полевые экспериментальные исследования плоскостного смыва и его закономерностей
в лесостепном Поволжье (на примере Ульяновской области) // Геоморфология. 1985. № 2.
С. 95-103.
9. Поздняков А.В., Черванев И.Г. Самоорганизация в развитии форм рельефа. М.: Наука, 1990. 204 с.
10. Скоморохов А.И. Продольный профиль тальвега в балках и оврагах // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1978.
№ 3. С. 74-81.
11. Скоморохов А.И. К развитию форм овражно-балочного рельефа // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1981.
№ 5. С. 114-121.
12. Скоморохов А.И. О двух тенденциях в развитии овражно-балочного рельефа и возможностях
противоэрозионной защиты почв // Геоморфология. 1984. N° 1. С. 103-111.
13. Скоморохов А.И. О возвратно-поступательном развитии флювиального рельефа // Геоморфология. 1990.
№2. С. 12-19.
14. Рожков А.Г., Бахирев Г.И., Гайворон Т.Д. О роли аккумуляции твердого стока в борьбе с оврагами и
смывом почвы // Геоморфология. 1985. № 3. С. 78-83.
15. Козменко А.С. Основы противоэрозионной мелиорации. М.: Сельхозгиз, 1954. 423 с.
16. Smith BJ. Effects of climate and land-use change on gully development: An example from Northern Nigeria I I
Z. Geomorphol. 1982. Suppl. 44. P. 33-51.
17. Bettis E.A. Gully erosion // Iowa Geology. 1983. № 8. P. 12-15.
18. Кравченко P.A. Аккумулятивная стадия развития овражных систем в суходолах и противоэрозионная
защита земель (на примере Курской области): Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М: Ин-т географии
РАН, 1998. 18 с.
19. Тимофеев Д.А. Геоморфологические и палеогеографические аспекты проблемы эрозии почв // Геомор¬
фология. 1988. № 2. С. 14-28.
Курский педагогический институт Поступила в редакцию
17.02.99
17
ACCUMULATION AT THE GULLY SYSTEM’S DEVELOPMENT
R.A. KRAVCHENKO
Sum m a г у
Accumulation in the bottom gullies activates the filling of the bank gullies and retards their heads growth. Cyclic
alternation of gullies deepening and filling is caused by internal regularities of erosion-accumulation process. Bottom
accumulation in gullies may be used in slope erosion protection.
УДК 551.435.162(470.1/.25 + 571.1/5)
© 2000 г. Б.П. ЛЮБИМОВ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ
В ЗОНЕ ТУНДРЫ1
В нашей работе, посвященной зональным особенностям овражной эрозии [1],
говорилось об общих закономерностях, присущих различным зонам. Следует, навер¬
ное, подробнее разобрать зональные особенности овражной эрозии по каждой зоне,
чтобы показать более конкретно, как влияют различия зонального характера на
геоморфологию и механизм развития оврагов. В качестве первого такого примера
выбрана зона тундры, в которой автор работал много лет и где накоплено достаточно
материала для анализа. «
По овражной эрозии в тундре в последнее время появилось много новых публи¬
каций, в которых основной упор делается на анализ процесса термоэрозии и на модели
развития оврагов по законам классической гидромеханики [2—4]. Это, безусловно,
новый и очень важный аспект изучения процесса овражной эрозии, поскольку он дает
в первом приближении количественную характеристику и прогноз развития процесса.
Однако, по нашему мнению, все обстоит не так просто. В зоне тундры протекают
не только процессы термоэрозии. В оврагах и на овражных склонах активны зо¬
нальные процессы нивации, солифлюкции, термокарста. Отрицательные линейные
формы, каковыми являются овраги, заполнены снежниками, которые в течение весны
или всего лета существенно перераспределяют сток и тем самым приводят к не¬
сколько иному типу развития оврага, чем при "чистой" термоэрозии. Абстрагироваться
от этих зональных процессов при первом приближении и ограничиться только анализом
процесса эрозии или термоэрозии можно, но при дальнейшем, более углубленном
анализе желательно их учесть.
Сравнивая геоморфологию оврагов и механизм их формирования в зоне тундры и в
более южных зонах, возникают следующие вопросы: 1. почему вершины оврагов в
тундре, почти всегда заполненные снежниками (весенними и перелетками), имеют цир¬
кообразную или грушевидную форму в плане в отличие от клиновидных и каньо¬
нообразных форм южных зон? 2. почему в продольном профиле оврагов в тундре и их
отвершков в самой верхней части почти всегда имеется некоторая площадка или даже
углубление, соответствующие зоне нивальной консервации и залегающим в вершине
снежникам? 3. почему поперечные профили оврагов в тундре помимо "южного"
клиновидного V-образного отличаются большим разнообразием (здесь и различные
виды асимметричных профилей, и ящикообразные, и корытообразные?) 4. каким
образом может сочетаться плоская форма днища с очень крутым продольным
профилем оврага? 5. почему в плановом рисунке овражной сети не всегда наблюдается 11 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 97-05-64096).
18
древовидный характер, обычный для южных зон, а проявляется ортогональный,
решетчатый и ромбовидный рисунок, характерный для мерзлотных полигонов Севера?
6. какие закономерности влияют на динамику развития оврагов помимо чисто
термоэрозионных процессов? Ведь при термоэрозии процесс однонаправленно и
однозначно должен приводить к дальнейшему саморазвитию и росту оврагов, в то
время как в действительности даже самые активные в первые стадии роста антро¬
погенные овраги через сравнительно непродолжительные отрезки времени под влия¬
нием естественных процессов солифлюкции на склонах заравниваются, зарастают
растительностью и прекращают свой рост. Попытаемся ответить на эти вопросы,
привлекая материал собственных наблюдений в Воркутинском районе, на севере
Болынеземельской и Малоземельской тундры в низовьях Печоры, на Гыданском
полуострове в Западной Сибири и опубликованные материалы других авторов.
На морфологию оврагов и их вершин самое существенное влияние оказывают не
только термоэрозионные (а в начальные этапы и чисто эрозионные процессы в
протаявшем деятельном слое), но и мерзлотные, и нивальные процессы. Приведем
пример формирования свежей эрозионной промоины и начального овражного вреза в
Воркутинском районе [5]: на территории бывшего совхоза "Центральный” во время
одного только дождя 9 июля 1987 г. на свежевспаханном поле, засеянном овсяно¬
гороховой смесью при проективном покрытии менее 10% на склоне крутизной 3-5°,
сложенном супесями и легкими суглинками (для них неразмывающие скорости
v = 0,7 м/с) образовалась густая сеть промоин и рытвин глубиной до 0,7 м с
V-образным и ящикообразным поперечным профилем при ширине плоского днища в
нижних частях склона до 1,2-1,5 м. На территории этого хозяйства нами наблюдались
овраги, длительно формировавшиеся (от 5 до 30 лет) и имеющие глубину от 0,6 до
4-6 м. Это антропогенные овраги на пашне и в отличие от естественных нивально-
эрозионных форм они, как правило, неглубокие, не имеют на днище или по бортам
длительно сохраняющихся снежников. Мелкие формы ежегодно перепахиваются и
заравниваются. Однако крупные глубокие овраги начинают развиваться уже по
зональному типу, т.е. при участии процессов нивации и термоэрозии.
Естественные овраги в зоне тундры формируются по протаявшим понижениям
мерзлотных полигонов, главным образом, вблизи каких-либо уступов и перепадов в
рельефе (озерных, морских и речных террас, вдоль речных обрывов берегов). Харак¬
тернейшая черта оврагов в тундре - наличие в них снежников. Последние занимают
привершинную часть оврага и способствуют формированию здесь циркообразного
понижения, поскольку сток и основная эрозионная работа осуществляются по пери¬
ферии снежников. Геоморфологическая роль снежников в формировании циркообраз¬
ных вершин оврагов в зоне тундры и в более южных районах широко известна и
описана в литературе [6-9]. К сожалению, увлечение в настоящее время чисто
гидрологическими аспектами развития оврагов привело к игнорированию нивальной
специфики. Снежники не только способствуют перераспределению стока в вершине
оврага, но и в значительной степени замедляют линейный рост вершины, не говоря
уже о глубинном врезе в привершинной части. Современные прогнозные оценки
линейного и глубинного роста оврагов в тундре выполнены, как правило, без учета
замедляющего и консервирующего влияния снежников.
Роль сезонной и многолетней мерзлоты в образовании оврагов и их динамике далеко
не так однозначна, как показывается в настоящее время в ряде современных
публикаций. Там, где не нарушен естественный почвенно-растительный покров и нет
условий для развития усиленной антропогенной термоэрозии, а также в условиях
плоского равнинного рельефа мерзлота в основном сдерживает и тормозит развитие
эрозионных овражных форм. Однако при протаивании сезонной мерзлоты резко
снижается противоэрозионная стойкость талых пород, и при нарушении сплошности
верхнего защитного слоя почвенно-растительного покрова при естественных процессах
морозобойного растрескивания или при антропогенных нарушениях стимулируются
термоэрозионные процессы в деятельном слое. Термоэрозионная природа врезания
19
водных потоков в протаивающие массивы пород детально рассмотрена Познаниным
[2]. Термоэрозия в зоне тундры сочетается с целым рядом других зональных про¬
цессов. Овраги после своего возникновения становятся естественными емкостями для
снега и снежников, которые привносят существенные коррективы в механизм и
пространственно-временное перераспределение зон активной термоэрозии и нивации.
Снежники, с одной стороны, являются криоконсервантами, поскольку они на дли¬
тельное время, в зависимости от типа (весенние или пере летки) могут препятствовать
термоэрозии под днищем и локализовать ее вдоль края снежников и по бортам оврага.
В шурфах, вырытых под телом снежника, мерзлота обнаруживается почти всегда, за
исключением тех случаев, когда сток сконцентрирован в подснежниковом русле. Даже
после стаивания тела снежника на днище эрозионных форм сезонная мерзлота сохра¬
няется некоторое время, пока не произойдет полное протаивание деятельного слоя.
Мерзлота может препятствовать эрозии, например, при "дружной" весне, когда при
прогревании быстро стаивает поверхностный снежный покров и сток происходит по
еще мерзлому основанию, что отмечено при стационарных наблюдениях даже для
более южной лесной зоны [1].
Продольный профиль оврага и его развитие находятся в зависимости не только от
процессов эрозии, но и нивации. Особое значение для динамики и морфологии оврагов
в зоне тундры имеют привершинные снежники. Даже если в начальные этапы
формирования оврага в сезонно протаявших породах (этот пример приведен выше)
образуется клиновидный в плане и V-образный по поперечному профилю эрозионный
врез, то в дальнейшем он в любых случаях сначала забивается снегом (в зимний
период), а затем в нем формируется снежник, причем чем глубже эрозионный врез,
тем длительнее существование снежника и тем более вероятно формирование
типичной для этой зоны циркообразной вершины. Нивальное углубление вершин
оврагов - самая характерная черта эрозионных линейных форм в тундре. Эти
циркообразные или грушевидные вершины с белыми пятнами снежников отчетливо
видны на весенних и летних аэрофотоснимках, с вертолета, при полевых обследо¬
ваниях оврагов.
Ниже вершины в эрозионных каналах стока также залегают снежники, которые
существенным образом влияют на формирование поперечных профилей нивально-
флювиальных форм. На рисунке показаны различные виды и подвиды таких попе¬
речных профилей оврагов со снежниками: I - глубокие симметричные с V-образным
эрозионным врезом: 1а - с вдольбортовыми полостями протаивания и без центрального
эрозионного канала под телом снежника (имеют четко выраженную тенденцию к
расширению и формированию плоскодонных форм), 16 - с подснежниковым централь¬
ным каналом стока и с бортовыми откосами, заплывающими солифлюкционно-
делювиальным материалом с верхних частей склонов на тело снежника (тенденция к
углублению вреза здесь сочетается с относительным сужением таких форм);
II - относительно симметричные по поперечному профилю плоскодонные формы,
обычно субмеридиональной ориентировки со снежниками-перелетками и весенними
снежниками: Па - снежники-пере летки занимают все плоское днище, препятствуя
глубинной эрозии, а вдоль бортовых откосов по полостям протаивания осуществляется
сток и дальнейшее расширение таких форм, Пб - весенние снежники располагаются
вдоль бортов, а в центре - центральный открытый эрозионный канал (в таких формах
обычно происходит углубление и расширение с образованием нивальных уступов и
псевдотеррас); III - асимметричные формы диагональной или субширотной ориен¬
тировки, причем под склонами северной экспозиции обычно располагаются мощные
снежники: Ша - снежники-перелетки и весенние заполняют всю форму, но под склоном
северной экспозиции они более мощные, что создает неравномерные условия для
процессов эрозии и нивации. На склонах южной экспозиции протаивание вдоль бортов
проходит интенсивнее и глубже; процессы солифлюкции протекают более активно, что
способствует выравниванию склона и увеличению асимметрии форм, Шб - при полном
протаивании снежников на склонах южной экспозиции снежники остаются только на
20
Поперечные профили нивально-флювиальных оврагов в зоне тундры
Римскими цифрами обозначены виды и подвиды профилей, арабскими - участки локального воздействия
различных процессов, приводящих к тому или иному направлению развития оврагов.
1 - тело снежника, 2 - зоны наиболее активного проявления процессов эрозии и нивации, 3 - сезонно-талые
грунты, 4 - сезонно-мерзлые грунты, консервируемые телом снежника, 5 - кровля многолетнемерзлых
пород, 6 - векторные направления действия основных рельефообразующих процессов на различные
элементы овражных форм
21
склонах северной экспозиции, защищая их от боковой эрозии; центральный открытый
эрозионный канал способствует углублению таких форм и увеличению их асимметрии.
Все типы и виды таких нивально-флювиальных форм можно наблюдать в зоне
тундры; они отмечены нами на территории севера Печорской низменности и
Гыданского полуострова в Западной Сибири [9].
Тенденции развития нивально-флювиальных форм зависят от сочетания, с одной
стороны, процессов термоэрозии (на протаявших участках - эрозии), нивального
подъедания склонов вдоль бортов снежников, солифлюкции и делювиального смыва на
склонах, а также нивальной криоконсервации под телом снежника, с другой стороны.
На рисунке арабскими цифрами обозначены участки локального воздействия
различных процессов, приводящих к тому или иному направлению развития попе¬
речных профилей оврагов. В оврагах вида 1а выделены участки: 1 - вдоль бортовых
полостей протаивания, термоэрозии и расширения оврагов, 2 - подснежниковой
консервации сезонной мерзлоты и овражной формы. В оврагах вида 16 деление на
участки выполнено также по вертикали: 1 - слой сезонного протаивания на прибор-
товых участках оврагов с активными процессами солифлюкции и с затеканием
оплывшего материала на тело снежника; 2 - горизонт консервации сезонной мерзлоты
по краю снежника в овраге; 3 - участок с подснежниковым центральным каналом
стока, протаивания мерзлоты рядом с водным потоком, углубления овражной формы
за счет термоэрозии. В оврагах вида Па выделены следующие участки: 1 и 3 - это
места вдольбортовых полостей протаивания, термоэрозии и расширения овражных
форм; 2 - подснежниковой консервации сезонной мерзлоты и плоского днища оврагов.
В оврагах вида Пб происходит примерно такое же распределение локальных участков
(1 и 5 - это места протаивания, 2 и 4 - консервации под телом снежника) с той лишь
разницей, что имеется участок № 3 с центральным эрозионным каналом с тенденцией
к развитию процесса термоэрозии и к углублению вреза в плоское днище. Для
асимметричных оврагов вида Ша характерно сохранение слоя сезонной мерзлоты под
телом снежника лишь на склонах северной экспозиции (участок № 1) в то время, как
на склонах южной экспозиции (участок № 2) идут активное протаивание мерзлоты и
процессы солифлюкции. Примерно такое же распределение участков показано для
вида Шб, но здесь при полном протаивании снежника на склонах южной экспозиции
водный поток концентрируется в центральном русле, что приводит к усиленной термо¬
эрозии в нем. В зависимости от сочетания этих процессов и формируется разнообразие
форм, наблюдаемое в натурных условиях. Чисто термоэрозионные каньонообразные
формы при этом очень редки и скорее характерны для малых рек с постоянным
водотоком, чем для овражных форм. Сами овражные формы и по морфологии, и по
механизму их формирования резко отличны от таковых в умеренных широтах. Косов и
Константинова [1] называют такие формы эрозионно-термокарстово-солифлюкцион-
ными. Познании [2] относит все формы к термоэрозионным. По нашему мнению,
следует учитывать и процессы нивации, относя такие формы к нивально-флювиаль-
ным или к нивально-термоэрозионным врезам.
Без привлечения анализа нивации невозможно объяснить наличие циркообразных и
грушевидных форм вершин оврагов и такой феномен, как плоскодонные овраги с
очень крутым продольным профилем (до 10-25° и даже круче). Трудно предположить в
таких случаях обычную планацию водного потока без его концентрации в единое
русло. Тем более, что в большинстве таких форм водоток вообще отсутствует или
функционирует только в весеннее время в виде небольшого ручейка. Зато во всех
таких формах наблюдаются мощные снежники - весенние и перелетки. Ширина таких
форм до 30-50 м при значительно меньшей глубине (до 10-20 м) и относительно
небольшой длине (от 50-100 до 500 м). Такие необычные нивальные формы можно
наблюдать не только в зоне тундры, но и в нивальной зоне гор, например, в Тянь-
Шане (чисто ледниковые формы отличаются от нивальных и по поперечному про¬
филю, и по ряду других признаков). Подтверждение нивального генезиса описанных
форм можно найти, наблюдая их во время весеннего и летнего снеготаяния. Стока под
22
снежниками нет. Сезонная мерзлота, вскрытая под телом снежника, сохраняется
некоторое время даже после его стаивания. Струйки воды текут ниже языка снежника
по мерзлому плоскому днищу. Ниже по течению сток не концентрируется, а филь¬
труется в талом слое. Лишь в самых низовьях таких форм отмечены врезы глубиной
до 0,5-1,0 м. Они напоминают вторичные донные врезы в плоскодонные балки
лесостепной и степной зон, но резко отличаются от них крутым продольным про¬
филем.
Плоскодонные формы с пологим продольным профилем в зоне тундры тоже отно¬
сятся к нивально-флювиальным, поскольку слабые маловодные потоки, которые в них
функционируют, не способны сами по себе выработать такие формы. В то же время
залегающие в них и стаивающие обычно лишь в конце лета снежники прямо
указывают на способы их формирования. Об отсутствии активной боковой эрозии
свидетельствует наличие плотного покрова влаголюбивой осоковой растительности на
днищах. Оголенные или размытые участки отсутствуют. На бортах таких форм
имеется разреженный покров травянистых; есть участки оплывин, оползней целых
блоков с дерниной, что указывает на активные процессы переформирования склонов.
По верхней бровке таких форм располагается бордюр из кустарников, обычно ивняка.
Это столь своеобразное распределение растительности предопределено условиями
залегания снежников и условиями увлажнения при их стаивании. Морфологический
облик нивально-флювиальных плоскодонных форм, их сочетание с циркообразными
вершинами/бврагов, переходы плоских форм во врезанные с V-образным поперечным
профилем - все это свидетельствует об их молодости. Плоское днище в условиях
тундры не является достаточным признаком для отнесения таких форм к древним
балочным, как это часто бывает в более южных районах. Морфогенетический метод
позволяет разделить морфологически очень схожие современные плоскодонные
нивально-флювиальные формы в зоне тундры и древние балочные формы южных зон
лесостепи и степи [9].
Различия в плановом рисунке овражной сети в зоне тундры и южных зон также
предопределены зональными, прежде всего мерзлотными условиями. Известно, что в
средней полосе России в зоне лесостепи и степи плановый рисунок овражной сети
преимущественно древовидный, причем овражные системы имеют большую длину -
до 20 км и густоту - до 0,5-1,3 км/км2. Главной отличительной чертой оврагов тундры
является то, что в большинстве случаев они более короткие (длина их обычно от
нескольких десятков метров до 200-400 м и редко превышает 1 км). Овражная сеть в
тундре закладывается и формируется по мерзлотной полигональной сети, развиваясь
при термоэрозионном протаивании льда. В плане мерзлотная сеть образует сетку
полигонов в виде решетчатых, ортогональных, иногда ромбовидных систем. Поэтому
и овражная сеть имеет такой же характер. На водоразделах при плоском характере
поверхностей она обычно не формируется, но вблизи уступов и перепадов рельефа
овраги образуются и четко проявляются в плане в виде пильчатых или зубчатых
систем вдоль обрывов речных, озерных или морских берегов и террасовых уступов.
Приуроченность оврагов к мерзлотной сети отмечена для севера Болынеземельской
тундры [9].
Динамика развития оврагов в зоне тундры зависит от целого ряда антропогенных и
природных факторов. Наиболее активно овраги растут в поселках, городах, вдоль
линий трубопроводов, грунтовых дорог и по колеям вездеходов, т.е. в условиях
антропогенной нагрузки. Наблюдения в районе Воркуты и на севере Болынеземель¬
ской тундры [5, 9] показывает, что максимальный рост антропогенных оврагов в длину
наблюдается в первые годы их возникновения. Так на территории бывшего совхоза
"Центральный" в районе Воркуты самые большие овраги образовались на пашне в
течение 20-30 лет, и в 1990 г. их длина составила от 200 до 1000 м при максимальной
глубине 4—6 м и ширине для оврагов с плоским днищем от 5 до 20 м [5]. В среднем для
большинства относительно молодых оврагов [5-10 лет] морфометрические показатели
меньше: длина 100-300 м, глубина 0,6-2 м, ширина по днищу 4-6 м. Эрозионная
23
промоина на пашне этого же хозяйства, образовавшаяся за один дождь на супесях,
имела параметры: длина 25 м, ширина по днищу 1,2-1,5 м, глубина - до 0,7 м.
Катастрофически быстрый рост оврагов отмечен в пос. Нельмин Нос по колее
дороги - более 20 м/год при глубине в низовьях более 8 м [9], а также вблизи сброса
теплых вод у ТЭЦ в Воркуте - до 10-12 м/год при глубине 5-8 м. Косов и
Константинова [10] подсчитали, что для района Салехарда среднегодовой прирост за
период в 28 лет составил 10-20 м/год, т.е. в несколько раз больше, чем в средней
полосе России. На катастрофически быстрый рост оврагов при термоэрозии в
протаивающих грунтах указывает Познании [1].
Однако, наряду с относительно большими значениями линейного и объемного роста
оврагов в зоне тундры в результате процессов термоэрозии и термокарста наблю¬
дается и обратная тенденция к постепенному выполаживанию при очень интенсивной
солифлюкции с бортов оврагов, особенно в южной подзоне тундры. Так, например, в
Воркутинском районе, по нашим данным [5], почти полностью выположились и
покрылись растительностью небольшие овражки и промоины, тянувшиеся вдоль
дорог вблизи пос. Воргашор и имевшие в 1976 г. глубину от 0,3 до 0,7 м, а в настоя¬
щее время глубина их не превышает 0,2-0,3 м; и поперечный профиль их пологий
корытообразный. Полностью выровненных и заросших на 100% проективного по¬
крытия растительностью антропогенных оврагов в тундровой зоне нами не отмечено,
хотя возраст обследованных форм достигал 35 лет [5]. Выравнивание процессами
солифлюкции и зарастание антропогенных оврагов в северных подзонах тундры про¬
исходит гораздо медленнее, чем в южной, причем их интенсивность зависит от вре¬
мени и длительности использования земель. Но во всяком случае динамика роста
оврагов в зоне тундры, как впрочем и в других зонах, не является однонаправленной и
однозначной: за стадией катастрофически быстрого роста вследствие увеличения про¬
цессов солифлюкции со склонов или при уменьшении антропогенной нагрузки насту¬
пает период постепенного затухания роста и выравнивания овражных форм. Поэтому
все прогнозные оценки роста оврагов на длительные сроки в 50 и более лет могут дать
лишь приблизительные количественные данные максимальных значений [3].
В зоне тундры легче, чем в других зонах, выделить антропогенные и естественные
овраги, поскольку здесь пока еще мало интенсивно освоенных территорий. На севере
Болыпеземельской тундры и в районе Воркуты естественные овраги приурочены в
основном к придолинным участкам и к уступам речных, озерных и морских террас.
Глубина оврагов на склонах к долине р. Воркуты до 10-20 м, длина до 200-300 м.
В оврагах лежат весенние снежники. На востоке, у Полярного Урала имеются
отдельные участки с большой густотой и плотностью оврагов: в бассейнах рек Ко-
ротаиха, Морею, в верховьях Колвы густота оврагов от 0,1 до 0,6 км/км2, плотность
от 10 до 100 ед/100 км2. Здесь в оврагах чаще встречаются снежники-перелетки, и
процессы нивации оказывают большое воздействие на морфологию нивально-флю-
виальных форм.
Антропогенные овраги наиболее полно представлены в районе Воркуты: 1) вблизи
сброса теплых вод ТЭЦ и шахтных стоков; 2) вдоль грунтовых дорог; 3) вдоль трасс
трубопроводов и теплотрасс; 4) на распаханных полях пригородных сельскохозяйствен¬
ных территорий. Так, в пос. Воргашор вдоль грунтовой дороги образовался овраг
длиной 200 м и глубиной до 1,1 м. На территории бывшего совхоза "Западный" на
пашне образовался овраг длиной 350 м и глубиной 1,4 м при ширине 4,8 м. На пашне
бывшего совхоза "Центральный" длина оврага более 1000 м, глубина 1,7 м, ширина по
днищу 5,0 м.
Морфология антропогенных оврагов отличается от естественных тем, что в антро¬
погенных оврагах преобладают черты типичных чисто эрозионных форм, особенно на
начальных стадиях развития: для них не характерны как для естественных нивально-
флювиальные цирки в верховьях и нивальная обработка в зоне каналов стока.
Антропогенные овраги имеют V-образный и каньонообразный поперечный профиль в
верховьях, ящикообразный - в низовьях. Бортовые откосы обычно покрыты расти¬
24
тельностью на участках свежих врезов. На первых стадиях бурного роста антро¬
погенные овраги всюду приблизительно одинаковы: и в тундре, и в более южных
зонах. Но по мере затухания роста овраги приобретают зональные черты, поскольку
на их морфологию начинают оказывать влияние зональные склоновые процессы, в
зоне тундры - это процессы солифлюкции, нивации и термокарста.
Большое значение в настоящее время приобретают полустационарные и ста¬
ционарные наблюдения над динамикой роста антропогенных оврагов, начатые Научно-
исследовательской лабораторией эрозии почв и русловых процессов на территории
полуострова Ямал в районе Бованенковского ГКМ. При достаточно длительном сроке
наблюдений здесь можно будет проверить модели долгосрочных прогнозов на 50 лет,
которые были составлены в начале исследований [3].
На основе изучения геоморфологических особенностей овражной эрозии в зоне
тундры в дальнейшем будет совершенствоваться не только методика работ, но и мо¬
дели развития оврагов с учетом всех зональных процессов, в том числе термоэрозии,
нивации, солифлюкции и термокарста.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Любимов Б.П. Зональные особенности овражной эрозии // Геоморфология. 1998. № 1. С. 68-72.
2. Познании В Л. Природа овражной термоэрозии: Автореф. дис... докт. геогр. наук. М.: МГУ, Геогр.
ф-т. 1995, 33 с.
3. Головенко С.С., Григорьев В.Я., Крыленко И.В. и др. Эрозионно-аккумулятивные процессы на
полуострове Ямал и их оценка в связи с промышленным освоением региона (на примере Бованенковского
ГКМ) // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 10. М.: Изд-во МГУ, 1995. С. 104-120.
4. Воскресенский К.С., Земчихин В.Е., Чистов С.В. Оценка и прогноз термоэрозионного овраго-
образования на Севере Западной Сибири. М., 1984. 87 с. - Деп. в ВИНИТИ. 1987. № 6450-В87. 87 с.
5. Жаркова Ю.Г., Любимов Б.П. Эрозионные процессы в тундровой зоне // Вести. МГУ. Сер. 5.
География. 1990. № 3. С. 106-111.
6. Солнцев НА. Снежники как геоморфологический фактор. М.: Географгиз, 1949. 92 с.
7. Косов Б.Ф. К вопросу происхождения горных цирков // Учен. зап. МГУ. Вып. 182. Геоморфология. М.:
Изд-во МГУ, 1956. С. 45-58.
8. Любимов Б.П. О механизме нивальных процессов // Подземный лед. Вып. 3. М.: Изд-во МГУ, 1967.
С. 158-175.
9. Любимов Б.П. Типы оврагов и балок на севере Печорской низменности и Гыданского полуострова //
Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 1. М.: Изд-во МГУ, 1970. С. 162-171.
10. Косов Б.Ф., Константинова Г.С. Особенности овражной эрозии в тундре // Эрозия почв и русловые
процессы. Вып. 1. М.: Изд-во МГУ, 1970. С. 152-161.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 29.09.98
CHARACTERISTICS OF GULLY EROSION IN TUNDRA ZONE
B.P. LYUBIMOV
Sum m a г у
Zonal geomorphologic processes have a strong effect on the gully erosion development. Within tundra zone those
are thermal erosion, nivation, solifluction, and thermokarst. In recent years much attention was given to thermal erosion
and some progress has been made in this field, while nivation and runoff redistribution caused by snow-patches were
out of notice. They are not taken into consideratin in the gullies development models, nor in prognostic estimations. It
is nivation that governs the types and subtypes of geomorphologic structure of gullies in tundra. Solifluction leads to
flattening of slopes and thus forbids the gullies’ growth.
25
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JVo 2
апрель-июнь
2000
МЕТОДИКА НАУЧНЫХ ИССЛЕДОВАНИИ
УДК 551.435.11+551.4.012
© 2000 г. В.Н. ГОЛОСОВ
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ РАДИОИЗОТОПОВ ПРИ ИССЛЕДОВАНИИ
ЭРОЗИОННО-АККУМУЛЯТИВНЫХ ПРОЦЕССОВ
Введение
Несмотря на обилие методических приемов, используемых в водно-эрозионных исследо¬
ваниях, до сих пор представляется весьма затруднительным решение целого ряда вопросов
по перемещению наносов в системе склон - русло реки или резервуар. Дело в том, что в
одном случае возникают проблемы, связанные с вмешательством в процесс, как это, напри¬
мер, происходит при постановке натурных наблюдений [1]. В других случаях невозможно
установить темпы процесса за сравнительно небольшой отрезок времени. Это наблюдается
при оценке скоростей аккумуляции с использованием радиоуглеродного или спорово¬
пыльцевого методов [2, 3]. В последние десятилетия все более широко используются
методы, основанные на применении радиоизотопов для проведения датировок или выявле¬
ния скоростей протекания эрозионно-аккумулятивных процессов. Анализу последних дости¬
жений в этой области и посвящена данная статья. Одновременно приводятся примеры
использования радиоизотопного метода для исследования процессов эрозии и аккумуляции
на Русской равнине.
Общие представления об использовании радиоизотопов
в геоморфологических исследованиях
Все радиоизотопы, применяемые при исследовании водно-эрозионных процессов, под¬
разделяются на две группы по происхождению (рис. 1). Причем благодаря тому, что период
полураспада различных изотопов изменяется в интервале от первых десятков дней до
миллиардов лет, возникает возможность оценивать процессы перемещения вещества как в
геологическом масштабе времени, так и для современных условий вплоть до конкретного
года исследований.
Остановимся на радиоизотопах, используемых для оценок темпов эрозии и аккумуляции
в геологическом масштабе времени (таблица). Общей отличительной особенностью данной
группы методов является необходимость использования высокочувствительной спектро¬
метрической аппаратуры, что отчасти и ограничивает их широкое распространение. Изотоп
14С формируется в кварцевых частицах почвы при воздействии космических лучей.
Измерение концентрации 14С в конкретной точке позволяет оценить долю сокращения
изотопа за счет эрозии [4]. Существуют расчетные формулы, дающие возможность оце¬
нивать темпы эрозии радиоуглеродным методом в интервале от 10_3 до 5 • 10-2 см/год.
Изотоп 36С1 используется для датировки молодых вулканических пород или отложений
экзогенного происхождения, имеющих возраст от тысячи до миллиона лет. Принцип
использования данного метода основан на особенностях происхождения и физико-хими¬
ческих свойствах изотопа 36С1, которые позволяют количественно оценивать время его
образования в отложениях и тем самым определять темпы денудации данных отложений в
26
РАДИОИЗОТОПЫ
ЕСТЕСТВЕННОГО
ПРОИСХОЖДЕНИЯ
Изотоп
Период
полураспада
Уран-238
4,51 х 109
Торий-232
1,39 х Ю10
Бери л лий-10
1,5 млн. лет
Алюминий-26
0.72 млн. лет
Хлор-36
0,3 млн. лет
Углерод-14
5730 лет
Радий-226
1622 года
Свинец-210
22,3 года
Радий-228
5,8 лет
Торий-228
1,9 года
Бериллий-7
53 дня
ИСКУССТВЕННОГО
ПРОИСХОЖДЕНИЯ
Изотоп
Период
полураспада
Цезий-137
Цезий-134
30.2 года
2.2 года
Рис. 1. Радиоизотопы, используемые в геоморфологических исследо¬
ваниях
каждой конкретно исследованной точке [5]. Использование соотношения изотопов 1()Ве и
26А1, происхождение которых также связано с воздействием космических лучей на земную
поверхность, позволяет решать наиболее широкий спектр задач, включая оценку эрозии и
аккумуляции, возраст различных элементов ландшафта, с жесткой временной привязкой.
Поскольку они образуются на зернах кварца с заданной скоростью (6 атомов на грамм для
бериллия-10 и 37 атомов на грамм для алюминия-26, в пересчете на уровень моря)
достаточно несложно подсчитать их убыль или прибавку относительно стабильных
ненарушенных условий и тем самым оценить степень трансформации конкретной поверх¬
ности [6].
Гораздо большее распространение получили методы, использующие относительно ко-
роткоживущие изотопы естественного и искусственного происхождения. Так, соотношения
изотопов 226Ra/232Th, 137Cs/7Be, 210Pb/137Cs и 226Ra/210Pb/137Cs ш ироко используются для
определения источников поступления наносов в русло реки или водохранилище [7]. Иссле¬
дование разбивается на три этапа:
Радиоизотопы, используемые для изучения эрозионно-аккумулятивных процессов в геологическом масштабе
времени
Изотоп
Соотношение изото¬
пов и(или)элементов
Возраст определения
Количественная оценка
Темпов
эрозии
Темпов
аккумуля¬
ции
Динамики раз¬
вития формы
рельефа
14с
_
Голоценовый
+
-
-
36С1
36С1/С1
Четвертичный
+
-
-
юВе
|0Ве/26А1
Четвертичный
Третичный
+
+
+
26А1
|0Ве/26А1
Четвертичный
+
+
+
27
Рис. 2. Факторы, влияющие на перераспределение изотопа ,37Cs
1. Определение концентраций каждого изотопа для всех потенциальных источников поступ¬
ления наносов в принимающий водоем или речной поток и непосредственно в наносах.
2. Изучение поведения изотопа в почве или отложениях (глубина проникновения, роль
механического состава).
3. Расчет по модели.
В отличие от традиционного метода трасеров, когда для оценки трансформации стока
наносов по длине реки используется какой-либо естественный источник наносов с ха¬
рактерными свойствами, или в поток привносятся искусственно меченые наносы, в данном
случае, благодаря использованию соотношений радиоизотопов, не возникают проблемы,
связанные с вероятными изменениями физико-химических свойств используемого в ка¬
честве трасера элемента или породы [8]. В то же время повсеместное распространение
используемых изотопов не вносит территориальных ограничений.
Общие методические подходы к использованию изотопа
137Cs в эрозионно-аккумулятивных исследованиях
Наиболее широко в эрозионно-аккумулятивных исследованиях используется изотоп
137Cs. Это изотоп искусственного происхождения, образовавшийся в результате проведения
ядерных взрывов в открытой атмосфере, начиная с конца сороковых годов текущего
столетия. Попадая на поверхность, он быстро и прочно сорбируется тонкими почвенными
частицами и в дальнейшем перемещается только вместе с ними. Доля растворимого 137Cs не
превышает 5% за исключением территорий с аномально кислыми почвами. Относительно
невелико его потребление растениями. В то же время глобальные выпадения 137Cs в период
проведения взрывов в открытой атмосфере способствовало его равномерному распределе¬
нию на суше. Общая схема взаимодействия факторов, определяющих перераспределение
137Cs, представлена на рис. 2 [9].
Важнейшие достоинства радиоцезиевого метода в приложении к исследованию
флювиальных процессов заключаются в следующем. Во-первых, данный метод позволяет
28
оценивать скорости эрозии и аккумуляции в различных звеньях эрозионной сети за период
с 1954 г. до момента определения содержания, а в ряде случаев и за более дробные
интервалы внутри этого промежутка времени. Во-вторых, использование данного метода
позволяет собрать всю необходимую информацию за один выезд в поле, причем процессы
полевого опробования и лабораторного измерения сравнительно просты. В-третьих, нет
существенных нарушений почвенного покрова на исследуемой территории. Наконец, по
результатам анализов возникает возможность картографирования зон эрозии и аккуму¬
ляции. Необходимо отметить и ряд недостатков, ограничивающих или усложняющих
использование 137Cs для оценки темпов эрозионно-аккумулятивных процессов. Так, в
почвах с кислой средой возможно повышенное растворение цезия, существует зависимость
его концентрации от механического состава, необходима информация о его выпадении на
ненарушенные поверхности, а также специальное оборудование для его измерения. Кроме
того, необходимость отбора образцов для лабораторного анализа ограничивает размеры
исследуемого объекта, так как объективная картина перераспределения наносов может
быть получена только при отборе статистически достоверного количества проб в пределах
каждой морфологически однородной поверхности. Как правило, данные условия могут
быть соблюдены для сравнительно небольшого водосбора или отдельного склона, участка
днища долины или речной дельты. Суммируя имеющиеся представления об использовании
изотопа 137Cs при исследованиях эрозии и аккумуляции, можно составить следующий
перечень вариантов применения данного метода:
А. Изучение эрозии.
1. Количественная оценка интенсивности смыва почв: за период с 1954 г. до момента
опробования или за период с 1986 г. (для территорий со значениями загрязнения почв 137Cs
на порядок и более глобальных загрязнений). Построение карт суммарной денудации
рельефа.
2. Реконструкция почвенного профиля.
3. Определение соотношений плоскостной и овражной эрозии.
4. Независимая проверка эрозионных моделей.
5. Выявление долевого участия различных эрозионных и других денудационных процессов в
формировании стока наносов рек.
Б. Изучение аккумуляции (по нескольким временным интервалам в зависимости от деталь¬
ности пробоотбора и сохранности разновременных отложений).
1. Оценка темпов аккумуляции на обрабатываемых склонах, на нераспахиваемых склонах,
расположенных ниже пашни и на конусах выноса у подножий склонов.
2. Определение скоростей накопления отложений в балочной сети и руслах рек.
3. Выявление интенсивности роста пойм разного уровня.
4. Оценка объемов накоплений в озерах и водохранилищах.
5. Исследование современных переформирований в речных дельтах.
6. Построение карт скоростей аккумуляции для различных элементов флювиального
рельефа в зависимости от задач исследования.
Чернобыльская авария, в результате которой произошло радиоактивное загрязнение
обширных площадей в пределах Западной и Центральной Европы и особенно Белоруссии,
Украины и западных областей России, несколько трансформировало возможности исполь¬
зования данного метода в пределах названных территорий. В районах, где доля Черно¬
быльских загрязнений сопоставима или отличается менее чем на порядок от предшест¬
вующего глобального загрязнения, только в первое десятилетие после аварии до распада
выпавшего совместно с 13'Cs изотопа 134Cs существовала возможность определять ^7Cs по
происхождению (глобальные выпадения или чернобыльские загрязнения) и использовать
его для оценки темпов эрозионных процессов. В дальнейшем возникают большие проблемы
при использовании радиоцезиевого метода для количественной оценки эрозии на данных
территориях, которые обусловлены необходимостью установления долевого участия цезия
глобального и чернобыльского происхождения. Эта проблема особенно затрагивает страны
Западной и Центральной Европы, где не было проведено детальное картографирование
чернобыльских выпадений [10]. В странах СНГ такая работа была проведена. В результате
29
были выявлены ареалы с повышенным уровнем загрязнения, на порядок и более
превышающим по величине глобальные загрязнения [11]. Такие районы, подчас удаленные
на сотни километров от места аварии, получили название пятен и были повторно более
подробно обследованы. Для остальной территории, благодаря проведению аэроспектро-
метрической съемки с наземными маршрутными опробованиями, удалось детально устано¬
вить сложившееся на момент съемки загрязнение местности изотопом 137Cs. Тем самым
была получена новая точка отсчета для оценки снижения содержания 137Cs в пахотных
почвах за счет воздействия водной или ветровой эрозии и других экзогенных процессов.
Благодаря использованию радиоцезиевого метода, возникает возможность определять
суммарные темпы денудации и аккумуляции в пределах различных звеньев флювиальной
сети.
В районах с уровнями чернобыльского загрязнения, на порядок и более превышающими
уровни глобального загрязнения, практически можно не учитывать загрязнение, предшест¬
вующее чернобыльскому, так как его доля в суммарном загрязнении не превышает 5%. Тем
самым для данных территорий уже с момента аварии (апрель 1986 г.) не представляется
возможным оценить интенсивность эрозии за период с 1954 г. путем анализа содержания
137Cs в образцах, отобранных непосредственно на эродируемых участках. В то же время в
зонах аккумуляции появился новый отчетливый временной рубеж, позволяющий опреде¬
лять наряду с суммарной аккумуляцией за период глобального радиоактивного загрязнения
и аккумуляцию за период с 1986 г. Другой отличительной особенностью "пятен" с повы¬
шенными уровнями загрязнения является возможность полевого определения содержания
,37Cs с помощью переносного гамма-спектрометрического оборудования. В мире сущест¬
вует несколько производителей подобного оборудования, среди которых есть и российские
[12]. Помимо экономии времени и средств на отбор, транспортировку и анализ образцов,
полевое определение содержания изотопа 137Cs более достоверно отражает истинное
загрязнение почвы в пределах достаточно крупных морфологически однородных элементов
рельефа. Дело в том, что в поле измеряется излучение с площади в 1 м2, тогда как при
массовом отборе объемный образец отбирается с площади 0,1-0,2 м2. В результате даже
при дублировании проб с последующим смешиванием велика вероятность случайной ошиб¬
ки, связанной с различными причинами (деятельность землероев, недостаточное механи¬
ческое перемешивание в пределах пашни и т.п.). Тем не менее, поскольку пересчет
суммарных запасов 137Cs в полевом гамма-спектрометре проводится, исходя из запрограм¬
мированного распределения 137Cs по глубине, данный прибор неприменим при захоронении
слоя с начальным чернобыльским загрязнением на глубину более 35 см.
Практическое использование радиоцезиевого метода в районах с высокими уровнями
чернобыльского загрязнения сталкивается с рядом методических проблем. Существует
представление о высокой вариабельности чернобыльского загрязнения не только в мак¬
ромасштабе, что подтверждается результатами картографирования загрязнения на евро¬
пейской части России, но и в микромасштабе, т.е. на расстояниях в первые метры [13].
Данное мнение возникло в связи с проведением массовых измерений радиоактивного
загрязнения территорий, непосредственно примыкающих к месту аварии, которые показали
хаотический характер поля загрязнения на расстояниях первых метров с перепадами в
уровнях в два-три порядка. Причиной подобного распределения стало выпадение радио¬
активного пепла, образовавшегося в процессе пожара на энергоблоке АЭС. По мере
удаления от эпицентра аварии количество частиц пепла быстро убывало, хотя даже на
расстоянии в сотни километров от Чернобыля нельзя исключить возможность привноси
радиоактивного пепла. Именно поэтому любое исследование с использованием радиоизо¬
топных методов должно начинаться с изучения вариабельности содержания 137Cs на
ненарушенных участках, так называемых эталонах, где можно с уверенностью говорить об
отсутствии не только эрозии, но и аккумуляции. Согласно международным стандартам, это
плоские необрабатываемые водораздельные поверхности без древесной или кустарниковой
растительности. Учитывая, что эталонные участки должны находиться внутри исследуемого
водосбора или по крайней мере граничить с ним, подобное требование представляется для
условий южного мегасклона Русской равнины трудновыполнимым, поскольку практически
все плоские водоразделы распаханы. Поэтому альтернативой могут служить необра¬
батываемые балочные склоны без следов аккумуляции, балочные или речные террасы и
даже разреженные участки лесополос. В частности, в зоне лесостепи на момент распрост¬
ранения основного (более 95%) загрязнения (период от 26 апреля до 9 мая 1986 г.) на
деревьях и кустарниках еще не полностью распустилась листва, что позволяет использовать
разреженные участки лесополос для отбора эталонных образцов. Кроме того, даже
30
распахиваемые плоские водоразделы с полным отсутствием эрозии могут использоваться в
качестве эталонов, так как механическое перемешивание загрязненного приповерхност¬
ного слоя лишь снижает начальную вариабельность выпадений цезия [14].
Особенности использования радиоцезиевого метода
при изучении эрозионно-аккумулятивных процессов
При исследовании эрозии почв на обрабатываемых или пастбищных склонах обычно
отбор проб или проведение прямых измерений содержания 137Cs проводится по равно¬
мерной сетке или системе трансект, рассекающих склон параллельно линиям стока. В этом
случае возникает возможность не только статистически достоверно установить суммарное
сокращение содержания цезия в почве, но и выявить пространственное распределение зон
смыва и аккумуляции. Сопоставление результатов оценок темпов смыва, полученных
радиоцезиевым методом с установленными другими методами, показывает, что радиоце-
зиевый метод завышает величины смыва [15, 16]. Это связано с рядом причин. Во-первых,
перемещение почв внутри пашни происходит в том числе за счет механической обработки,
причем экспериментально установлено, что объем почвы, смещаемой плугом вниз по
склону, превышает объем почвы, перемещаемой вверх [17]. Разница увеличивается по мере
роста крутизны обрабатываемых склонов. Во-вторых, за счет распашки снижается доля
137Cs в пределах узких линейных водоразделов и возрастает (или компенсируется) в
линейных понижениях (ложбинах и потяжинах) [18]. В-третьих, в пределах пастбищных
склонов, а также и на пашне наблюдается вертикальное перемещение почвы, благодаря
деятельности землероев (мышей, кротов, червяков и т.п.), что также приводит к снижению
концентрации цезия. Наконец, часть почвы уносится с урожаем (корнеплоды) или на
колесах сельскохозяйственной техники. Подсчитано, например, что потери почвы при
уборке картофеля достигают на суглинистых почвах 10 тонн с гектара [19]. Таким образом,
использование радиоцезиевого метода позволяет оценить суммарную денудацию поверх¬
ности и выявить участки аккумуляции в пределах обрабатываемых склонов.
При использовании радиоцезиевого метода при исследовании интенсивности эрозионно¬
аккумулятивных процессов на необрабатываемых участках существуют по крайней мере
два подхода к оценке скоростей аккумуляции. Один из них основывается на допущении
достаточно равномерного выпадения 137Cs, и в этом случае превышение концентрации 137Cs
свидетельствует об аккумуляции, а ее интенсивность пропорциональна увеличению кон¬
центрации. В результате достаточно определить суммарные запасы 137Cs в точке, взяв одну
пробу. Более трудоемок другой подход, который позволяет оценивать интенсивность
аккумуляции на основе изучения эпюры распределения по глубине. В этом случае
проводится послойный отбор проб для проведения радионуклидного анализа. В результате
темпы аккумуляции в ряде случаев могут быть установлены для нескольких временных
рубежей, соответствующих годам с максимальными выпадениями 137Cs при проведении
взрывов в открытой атмосфере. Кроме того, нет необходимости принимать допущение о
равномерном начальном выпадении 137Cs.
Исследования, проводившиеся в балках различных природно-климатических зон Русской
равнины, позволили установить современные темпы аккумуляции наносов в днищах балок
[20]. Выяснилось, что наблюдается отчетливая тенденция увеличения скоростей аккуму¬
ляции наносов с юга лесной зоны к степной зоне. Установлено, что в зависимости от раз¬
меров балки можно выделить несколько участков с различными скоростями аккумуляции.
Так, для крупных балок, образовавшихся в результате заиления ручьев или малых рек,
характерны максимальные скорости аккумуляции в центральной части, где по мере падения
уклонов днища происходит разгрузка потока. В то же время в средних и малых балках,
образовавшихся в результате заполнения склоновых или береговых оврагов, максимум
аккумуляции наблюдается в верховьях на границе с обрабатываемым склоном и в устье, что
связано с резким падением уклона. Детальные исследования аккумуляции наносов на
задернованных балочных склонах, проведенные в пределах малого балочного водосбора в
Плавском районе Тульской области, позволили определить характер переотложения
наносов за период, прошедший после аварии на Чернобыльской АЭС. Установлено, что
определяющее влияние на темпы аккумуляции наносов оказывают конфигурация склонов и
расходы склонового стока. В случае относительно малых расходов воды максимум пе-
реотложений наносов отмечен в верхней части склона. Обратная картина характерна для
ситуаций с большими расходами склонового стока. Характерной особенностью акку-
31
Эрозия почв
Поступление
в днища балок
Поступление
в днище основной
балки
35 т
57%
Вынос в русло
реки
4 т
7%
Аккумуляция
в днище основной
балки
Аккумуляция
в днищах балок
притоков
20 т
33%
Аккумуляция
на склонах
6т
10%
31 т
51%
Рис. 3. Баланс наносов балки Часовенков верх, составленный по результатам использования
радиоцезиевого метода
муляции наносов на склонах является их мозаичность, связанная с рассредоточиванием
стока на выходе с обрабатываемого склона. Резкое увеличение шероховатости поверхности
наряду с падением глубины потока приводит к пульсационной разгрузке потока.
Важный аспект использования 13'Cs - проведение балансовых исследований в пределах
малых водосборов. Известно, что оценка баланса наносов - один из наиболее слабоиссле-
дованных разделов флювиальной геоморфологии. В районах с относительно равномерным
начальным выпадением цезия возникает возможность оценить его фактическое распре¬
деление, сложившееся в результате перераспределения наносов экзогенными процессами.
При этом даже вероятный дисбаланс между приходной и расходной частью не страшен, так
как отражает долю наносов, вынесенных за пределы исследуемого водосбора. Подобные
исследования особенно актуальны для территорий, где основной источник поступления
наносов в речную сеть не очевиден [21]. Для территорий с доминирующим поставщиком
наносов, каким в настоящее время является эрозия почв в степной и лесостепной зонах
европейской части России, более важна оценка доли наносов, смываемых со склонов,
которые достигают речных русел. Исследования баланса наносов, выполненные для
водосбора балки Часовенков верх (Плавский район, Тульская обл.), позволили установить,
что в русло реки поступает не более 1% от суммарного объема наносов, формирующихся на
водосборе (рис. 3).
Радиоизотопные методы исследования эрозионно-аккумулятивных процессов занимают
все более важное место в изучении динамики рельефа. Важнейшее достоинство радиоизо¬
топных методов - возможность их повсеместного применения, что делает сравнимыми
результаты, полученные с их использованием в различных природно-климатических зонах.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Gretener В., Stromquist L. Overbank sedimentation rates of fine grained sediments. A study of the recent
deposition in the Lower River Fyrisan // Geografiska Annaler. 1987. № 69A. P. 139-146.
2. Lewin Macklin M.G. Metal mining and floodplain sedimentation in Britain // Int. Geomorphology. Wiley.
1987. P. 1009-1027.
3. Гласко М.П., Фоломеев Б.А. Методика определения скоростей накопления пойменного аллювия
равнинных рек по археолого-геоморфологическим данным (на примере Средней Оки) // Геоморфология.
1981. № 3. С. 26-36.
4. Lai D., Barg Е., Pavich М. Development of cosmogenic nuclear methods for study of soil erosion and formation
rates // Current Sci. 1991. V. 61. № 9&10. № 10. P. 636-639.
32
5. Phillips F., Leavy B.D., Jannik N.O. et al. The Accumulation of Cosmogenic Chlorine-36 in Rocks: a Method for
Surface Exposure Dating // Sci. 1986. V. 231. P. 489-492.
6. Brown L., Stensland GJ., Klein J., Middleton R. Atmospheric deposition of 7Be and 10Be // Geochimica et
Cosmochimica Acta. 1989. V. 53. P. 135-142.
7. He Q., Owens Ph. Determination of Suspended Sediment Provenance Using Caesium-137, Unsupported Lead-210
and Radium-226: A Numerical Mixing Model Approach // Sediment and Water Quality in River Catchments.
1995. Wiley. P. 207-227.
8. Walling D.E., Woodward E.F. Use of radiometric fingerprints to derive information on suspended sediment
sources // Erosion and Sediment Transport Monitoring Programmes in River Basins. Proc. Oslo Sympos., August,
1992. IAHS Publ. № 210. 1992. P. 153-164.
9. Loughran RJ. The use of the environmental isotope caesium-137 for soil erosion and sedimentation studies //
Trend in Hydrol. 1994. № 1. P. 149-167.
10. Higgit D.L., Froehlich W., Walling D.E. Applications and limitations of Chernobyl radiocaesium measurements in
a Carpathian erosion investigation, Poland // Land degradation and rehabilitation. 1992. V. 3. P. 15-26.
11. Израель Ю.А., Назаров И.М., Фридман Ш.Д., Квасникова Е.В. Радиоактивное загрязнение европейской
части СНГ в 1992 г. после аварии на Чернобыльской АЭС // Методика и некоторые результаты аэро¬
гамма-спектральной съемки Европейской части России. СПб.: Гидрометеоиздат, 1994. С. 16-51.
12. Говорун А.П., Диксонов В.И., Ромасько В.П. и др. Спектрочувствительный портативный гамма-
радиометр "Корад" // ПТЭ. 1994. № 5. С. 207-208.
13. De Roo A.P.J. The use of 137Cs in an erosion study in south Limburg (The Netherlands) and the influence of
Chernobyl fallout // Hydrol. Processes. 1992. № 5. P. 215-227.
14. Golosov V.N., Walling D.E., Panin A.V. et al. The spatial variability of Chernobyl-derived Cs-137 inventories in a
small agricultural drainage basin in Central Russia // Applied Radiation and Isotopes (in press.).
15. Якимова И.В. Количественная оценка рельефа при картографировании эрозионноопасных земель:
Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: МГУ, 1988. 24 с.
16. Quine ТА., Walling D.E. Rates of soil erosion on arable fields in Britain: quantitative data from caesium-137
measurements // Soil use and management. 1991. V. 7. № 4. P. 169-176.
17. Govers G., Quine T.A., Walling D.E. The effect of water erosion and tillage movement on hillslope profile
development: a comparison of field observations and model results // Farmland Erosion in Temperate Plains
Environment and Hills. Elsevier. 1993. P. 285-300.
18. Walling D.E., Quine T.A. The use of caesium-137 measurements in soil erosion surveys // Erosion and Sediment
Transport Monitoring Programmes in River Basins. Proc. Oslo Sympos., August 1992. IAHS Publ. № 210. 1992.
P. 143-152.
19. Ларионов Г.А. Эрозия и дефляция почв. М.: Изд-во МГУ, 1993. 198 с.
20. Голосов В.Н. Аккумуляция в балках Русской равнины // Эрозия и русловые процессы. 1998. Вып. 11.
С. 42-46.
21. Owens Ph.N., Walling D.E., Не Q., Shanahan J. The use of caesium-137 measurements to establish a sediment
budget for the Start catchment, Devon, UK // Hydrolog. Sci. 1997. № 43(3). P. 403-423.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 16.10.98
RADIOMETRIC DATING IN THE STUDIES OF EROSION AND ACCUMULATION
V.N. GOLOSOV
Sum m a г у
The article presents a review of natural and artificial radionuclides' usage in the research of erosion and accumulation
processes. Special attention is paid to ,37Cs usage. Some details of radiocaesium method are under close discussion;
examples of its application in the study of erosion-accumulation processes on the Russian Plain are given.
2 Геоморфология, № 3
(
33
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
J\b 2
апрель-июнь
2000
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.462(268.45)
© 2000 г. И.Г. АВЕНАРИУС, С.Н. БЕЛОЗЕРОВ, Л.А. ЛЬВОВА,
Т.Ю. РЕПКИНА
МОРФОСТРУКТУРНЫЙ ПЛАН КОЛЬСКОГО ШЕЛЬФА
БАРЕНЦЕВА МОРЯ
Возрастание в последние годы интереса к Кольскому шельфу обусловлено рядом причин,
среди которых на первом месте стоит реализация в недалеком будущем проектов про¬
мышленного освоения нефтяных и газовых месторождений Баренцева моря. В этой связи
изучение новейшего тектонического плана и геодинамики района является важным звеном
в общем исследовании Баренцевоморского региона. Работы такого рода пока осущест¬
влялись в мелком масштабе [1-3] или охватывали только прибрежную сушу [4, 5]. Наши
работы включали как сушу в пределах Мурманской морфоструктурной области, так и
прилегающий шельф (Рыбаче-Кильдинская и Варангер-Кольская морфоструктурные
области) и проводились в масштабе 1 : 200000, а на отдельных участках - 1 : 50000 -
1 : 25000. Методика работ базировалась на морфоструктурном анализе батиметрических и
топографических карт и материалов аэрокосмических съемок, изучении полей новейших
тектонических напряжений по методике П.Н. Николаева с некоторыми дополнениями
Ильина [6] и всех доступных геолого-геофизических материалов. Методика морфоструктур¬
ного анализа, используемая нами для прибрежно-шельфовых зон, охарактеризована ранее
[7]. Она включает рисовку морфоизогипс и морфоизобат, выявление системы разноран¬
говых линеаментов и морфоструктурное районирование, при котором выделяются морфо-
структуры разных порядков и дается оценка направленности и интенсивности новейших
движений в их пределах. Наряду с камеральными были также использованы результаты
полевых морфоструктурных исследований на ряде участков: Териберском, Вороньем и
Дальнезеленецком.
Геологическое строение Кольского шельфа и прилегающей суши освещено в ряде
новейших работ [8—10]. Вся суша и полоса мелководья шириной около 10 км сложена
архейскими и раннепротерозойскими гранитами и мигматитами, местами прорванными
интрузиями габбро-диабазов. Все они разбиты огромным количеством продольных северо-
западных и поперечных северо-восточных трещин и разломов (остальные направления счи¬
тались подчиненными). Надранговой зоной крупного линеамента, известного под названием
"линии Карпинского", полоса развития архей-нижнепротерозойских пород отделена от
расположенных мористее комплексов терригенных, карбонатных и терригенно-карбо-
натных пород позднепротерозойского-мезозойского возраста, характеристика которых
базируется, главным образом, на геофизических данных.
Разрез кайнозойских отложений Самойлович и его коллеги [11] начинают палеоге¬
новыми отложениями, однако полной картины развития района в палеогеновое время пока
представить нельзя. Из более молодых кайнозойских отложений предположительно
выделяются плиоценовые, залегающие с угловым и эрозионным несогласием на всех более
древних отложениях, заполняя кое-где эрозионные врезы. Это глинистые и алевритистые
осадки, сопоставленные с колвинской свитой в Печорском регионе [10].
Чехол четвертичных отложений мощностью от 1-2 до 80-90 м развит на шельфе
практически повсеместно, но на мелководье и в прибрежной полосе суши четвертичные
отложения развиты локально и представлены маломощным элювием на слабоизмененных
34
Таблица 1
Список морфоструктурных элементов
Подпровинции
Области
Надрайоны
Районы и подрайоны
западные
центральные
восточные
Балтийская
Мурманская
Восточно-
А,
а2
Аз
Рыбаче-
Мурманский А
Прибрежный Б
Б,
б2
Б3
Варангер-
Кильдинская
Варангер-
Центрально-
В?“г
ва2-г
вг
Тиманская
Кольская
Кольский В
Северо-
Мурманский Г
г;
т-а-н
1 2
i-a-a
1 3
Примечание: районы обозначены в индексе цифрой, подрайоны - буквенным верхним индексом,
звездочка - районы, расположенные за рамкой карты.
выветриванием архей-нижнепротерозойских породах. Характеристика четвертичных
отложений приведена в ряде новейших работ [2, 3, 10-12]. Современные геофизические
методы позволяют достаточно уверенно определить суммарную мощность неоген-четвер¬
тичных отложений, а также разделить их на крупные сейсмостратиграфические комплексы
(ССК). Характеристика состава пород ССК пока опирается на немногочисленные данные
бурения и грунтовые трубки, поэтому возраст и генезис четвертичных отложений во мно¬
гом дискуссионны. Среди четвертичных отложений по ритмостратиграфическому принципу
выделены три ССК. Нижний отнесен к нижнему-среднему звеньям, второй - к среднему-
верхнему звеньям, а верхний - к современному звену. На основании сопоставления данных
сейсмоакустики с разрезами по прилегающей суше дана генетическая и литологическая
характеристики ССК. Нижне-среднее звенья представлены морскими и ледово-морскими
песчано-глинистыми, а кое-где и грубообломочными осадками. Они распространены
широко, но не повсеместно. Отложения среднего-верхнего звеньев представлены ледово¬
морскими песчано-алеврито-пелитовыми миктитами и установлены практически на всей
площади, кроме прибрежной зоны, где выходят архей-верхнепротерозойские породы. На
приподнятых участках шельфа в их основании отмечаются эрозионные врезы. Верхнее
звено на суше представлено элювиальноделювиальными отложениями на водоразделах и
склонах и флювиальными, ледниковыми и морскими (в долине р. Вороньей) осадками,
сохранившимися локально, в грабенообразных понижениях. Современное звено на шельфе
представлено морскими глинистыми и алевритистыми отложениями в глубоководных
частях и песчанистыми на глубинах менее 80-100 м, а на суше - маломощными морскими
осадками разного состава - от алевролитов до крупных валунов на абс. отметках до 70 м.
Геоморфологическое строение региона характеризуется четким делением на две об¬
ласти: денудационные равнины суши и прибрежного мелководья, испытывавшие на новей¬
шем этапе поднятие, и отделенные от них четким уступом аккумулятивные шельфовые
равнины, занимающие большую часть территории. Среди последних выделяется три раз¬
личных морфогенетических типа, описание которых будет приведено ниже. Таким образом,
в прибрежно-шельфовой зоне выделяется четыре основных геоморфологических надрайо-
на. Достаточно четкая корреляция между тектоническими структурами региона и четырьмя
упомянутыми геоморфологическими надрайонами позволяет считать последние типичными
морфоструктурными образованиями, отвечающими в общей иерархии морфоструктур
региона морфоструктурным надрайонам (рисунок). Близость геоморфологических границ к
границам геологических и тектонических образований указывает на генеральную унасле-
дованность новейших морфоструктур от более ранних. Этим обусловлена такая важная
черта орографии региона, как северо-западная ориентировка крупных элементов рельефа,
унаследованная от древних этапов развития территории. Именно северо-западные линеа-
менты (уступы, грабенообразные понижения и пр.) разделяют основные морфоструктурные
надрайоны. Вторыми по значимости в морфоструктурном плане оказались субмеридиональ¬
ные линеаменты, что характерно для всего Кольского полуострова и прилегающих
2*
35
акваторий [6]. Два из них - Териберский и Харловский разделили морфоструктурные
надрайоны на западный - Териберский, центральный - Дальнезеленецкий и восточный -
Святоносский районы. В свою очередь некоторые районы разделены низкоранговыми
северо-западными линеаментами на морфоструктурные подрайоны (рисунок, табл. 1). Ниже
приводится характеристика морфоструктурных надрайонов. В связи с тем, что на карту
полностью попадает только центральная группа районов, а западная и восточная входят
только краевыми частями, характеристика включает информацию о центральной группе, а
сопоставление ее с западной дано в табл. 2.
А. Восточно-Мурманский. На суше и прилегающем мелководье в его пределах развиты
типичные денудационные равнины. На суше это структурно-тектоническая возвышенная
(абс. отметки до 200 м) равнина, с исключительно ярко выраженными в рельефе блоковыми
морфоструктурами разных рангов вплоть до микроблоков размером в 10-20 м2, под¬
вергавшаяся неоднократному экзарационному воздействию ледника, а после его ухода -
абразионной деятельности моря. Аккумулятивные ледниковые формы встречаются редко и
маркируют стадии сокращения покровного поздневалдайского оледенения, которое выхо¬
дило на шельф, по данным разных авторов, на расстояние до 100-200 км от современного
берега [2, 12]. Аккумулятивные морские формы развиты локально в ряде грабенообразных
понижений, открывающихся в морские заливы, и в долинах крупных ручьев и рек, где
фиксируются сериями древних береговых валов на абс. отметках от 70 м и ниже [13].
Береговая линия при всей ее генеральной прямолинейности, обусловленной влиянием
"линии Карпинского", характеризуется значительной изрезанностью. Некоторые глубокие
заливы (губа Долгая, Ярнышная и др.) имеют фьордообразный облик. В вершинах заливов
развиты современные валунные и/или песчаные пляжи, большая часть берегов является
абразионной, как правило, тектонически предопределенной. На отдельных участках берега
отмечается резкая активизация осыпей и обвалов. На мелководье преимущественно
развиты абразионные и локально - в понижениях - абразионно-аккумулятивные равнины с
маломощным чехлом (до 1-3 м) голоценовых осадков. Зона мелководья переходит в четкий,
относительно прямолинейный уступ высотой 80-100 м, отделяющий область абсолютного
поднятия суши и мелководья, залитого в ходе последней трансгрессии Мирового океана, от
расположенных ниже преимущественно аккумулятивных подводных равнин. По сути вся
береговая зона, включая мелководье и этот уступ, являющийся внешней границей "линии
Карпинского", ограничивают с севера Балтийский щит. В пределах уступа фиксируются
локально развитые террасовидные площадки на абс. отметках -20, -40 и - 60-80 м. Кое-где
в понижениях флювиогляциальные (может быть и ледниковые, перемытые морем в ходе
трансгрессии) отложения, которые встречены до устья р. Варзина. Вероятно, эта долина
была восточной границей развития Кольского потока последнего Скандинавского
ледникового покрова, смыкавшегося на севере Кольского полуострова с небольшим мало¬
мощным Понойским покровом.
Б. Прибрежный надрайон расположен мористее уступа "линии Карпинского" и тянется
вдоль берега в виде полосы развития структурно-грядовых абразионно-аккумулятивных
равнин, перекрытых четвертичными отложениями второго ССК, мощность которых колеб¬
лется от 0 на вершинах отдельных гряд до 15-20 в межгрядовых понижениях; чехол голо¬
ценовых отложений не превышает 1-3 м. Гряды длиной 6-8 км и шириной около 0,5-1 км
вытянуты в северо-западном направлении и часто характеризуются более крутым юго-
западным склоном, абс. отметки вершин гряд достигают -100 140 м, понижений - до
-210 м. Вероятно, в дочетвертичное время, когда шло субаэральное развитие шельфа, это
была зона типичного структурно-грядового денудационного рельефа, так как четвертичные
отложения лишь слабо нивелируют его. Локальное развитие четвертичных отложений
позволяет предполагать, что на отдельных этапах четвертичного времени некоторые гряды
Карта морфоструктурного районирования Кольского шельфа (между устьями рек Териберка и Харловка)
Линеаменты, выраженные в рельефе: а - уступами, б - грабенообразными понижениями и разделяющие
морфоструктурные элементы разных порядков: I - надрайоны, 2 - районы, 3 - подрайоны; 4 - линеаменты,
осложняющие морфоструктурные подрайоны; 5 - эпицентры землетрясений; 6 - механизм решения Хар-
ловского землетрясения (по Ассиновской [16]); 7- места предполагаемых палеосейсмодислокаций; 8 -
ориентировка векторов главных направлений: а - сжатия, б - растяжения (по Ильину [6] с дополнениями);
9 - направление новейших сдвигов по геоморфологическим данным; 10 - интенсивность новейших: а -
поднятий, б - прогибов (условные баллы); 11 - морфоизогипсы - на суше, проведенные через 100 м; 12 -
морфоизобаты - на шельфе, проведенные через 20 м; 13 - индекс морфоструктурных элементов: заглавная
буква - надрайон, цифра - район, строчная буква - подрайон; 14 - береговая линия
37
Таблица 2
Геолого-геоморфологическая характеристика центральной группы морфоструктурных районов и ее сопоставление с некоторыми характеристиками смежных
морфоструктурных районов западной группы (указаны рядом в скобках)
Морфост; уктурные
г
Дли¬
на,/.
(км)
Шири¬
на, В
(км)
Уд¬
лине¬
ние, ив
Высота, Я (м)
Энер¬
гия
релье¬
фа,
ДНтах
Ориентировка
линеаментов
Возраст и литология
пород, выходящих на
дочетЕертичную по¬
верхность
Направленность и
интенсивность
новейших движений
в условных баллах
Над-
районы
Районы
Под¬
районы
^тах
ы
17 min
^средн
Восточ¬
но-Мур¬
манский
А
А2
42(68)
18(20)
0,26
+221
(+305)
-100
(-100)
+60
(+103)
321
(405)
Субмеридиональ¬
ная СЗ, сев
Граниты,
мигматиты, габбро-
диабазы
AR-PR!
+2(+3)
При¬
бреж¬
ный Б
Б2
72(46)
14(22)
0,19
-100
(-120)
-210
(-170)
-155
(-145)
110(50)
СЗ, субмеридио¬
нальная, СВ
Терригенно-
карбонатные PR2
-2(-3)
Цент-
рально-
коль-
ский В
В2
а
80(46)
10(22)
0,12
-160
(-130)
-200
(-215)
-180
(-173)
40(85)
Субмеридиональ¬
ная, СЗ
Карбонатные, терри-
генно-карбонатные и
терригенные Р^^
-3(-4)
В2
б
74(46)
15(23)
0,20
-165
(-175)
-215
(-220)
-190
(-198)
50(45)
Субмеридиональ¬
ная, ССЗ, субши¬
ротная
Т ерригенно-карбо-
натные Plr+u,P2kz+c
-4(-5)
В2
в
78(39)
12(20)
0,15
-190
(-200)
-223
(-243)
-207
(-222)
33(43)
СЗ, субмеридио¬
нальная, СВ
Терригенно-
карбонатные P2kz+t
-7(-8)
В2
г
78(36)
14(16)
0,18
-175
(-215)
-215
(-250)
-195
(-223)
40(35)
Субмеридиональ¬
ная СВ, субши¬
ротная
Терригенно-
карбонатные P2kz+t
терригенные Г1+2
-6(-7)
Северо-
Мур¬
манский
Г
Г2
а
92
15
0,16
-135
-218
-177
83
СВ, субмеридио¬
нальная
Терригенные Т1+2,
T3.N2
Г2
б
80
30
0,37
-ПО
-160
-138
42
ВС, субмеридио¬
нальная, СЗ
Терригенные TVJ, К,
n2
_2
Г2
в
44
26
-145
-165
-155
20
СВ, субмеридо-
нальная, СЗ
Терригенные К
-4
были сушей, или находились в зоне активного волнового воздействия, так что там
формировался абразионный рельеф. В геологическом отношении эта равнина приурочена к
полосе выхода на поверхность верхнепротерозойских пород, образующих чехол наиболее
древних платформенных отложений на склоне Балтийского щита.
В. Центральнокольский надрайон. Единая система крупных грабенообразных понижений
северо-западного простирания шириной 2-3 км с глубиной от 165 м на западе до 200-215 м
на востоке ограничивает Прибрежный надрайон от расположенного северо-восточнее и
более погруженного Центральнокольского, занимающего широкую полосу в 40-60 км и
характеризующегося наибольшими отметками глубин в районе: 130-200 м - на грядах и 215-
250 м - в понижениях. В пределах этого надрайона сохраняется северо-западная ориен¬
тировка основных элементов, однако облик рельефа становится иным и мощность
четвертичных отложений в среднем составляет 20 м, доходя местами до 40 м. Их возрастная
и генетическая характеристика по сравнению с Прибрежным надрайоном не меняется.
В пределах Центральнокольского надрайона, рельеф которого в целом может быть
назван структурно-грядовым, перекрытым чехлом рыхлых отложений, выделяются следую¬
щие морфоструктурные подрайоны. Подрайон В-a расположен на крайнем юго-западе.
Здесь развит структурно-грядовый рельеф, сформировавшийся преимущественно на поро¬
дах раннепермского возраста, перекрытых четвертичными отложениями средне-поздне¬
плейстоценового возраста (второй СКК) мощностью 10-15 м. Грядовый асимметричный
рельеф выражен достаточно отчетливо, хотя гряды менее крутосклонные, чем в пределах
Прибрежного надрайона. Следующий подрайон В-б отделен от подрайона В-a системой
узких (1-2 км) грабенообразных понижений с глубинами до 215 м (в среднем около 190 м). К
северо-востоку от полосы этих понижений развит равнинный аккумулятивный рельеф,
сохраняющий северо-западную ориентировку основных орографических элементов, но
гряды выражены менее отчетливо и развиты локально. Под четвертичными отложениями
мощностью не более 20 м здесь выходят породы позднепермского возраста. Для подрайона
В-б характерно преимущественное развитие крупных валообразных водоразделов с менее
четко выраженной асимметрией. Существенно отличается от подрайона В-б следующий к
северо-востоку подрайон В-в, образующий в рельефе крупное линейное грабенообразное
понижение шириной от 8-10 до 20 км. Гряды здесь отмечаются в единичных случаях. Это
понижение сформировано на отложениях казанского-татарского ярусов поздней перми,
перекрытых четвертичными отложениями, в разрезе которых появляется более древний
нижне-среднеплейстоценовый ССК, состав и генезис которого реконструируются предполо¬
жительно как морские или ледово-морские миктиты, а суммарная мощность четвертичных
отложений увеличивается до 40-50 м. Таким образом, эту равнину можно назвать типично
аккумулятивной морской или ледово-морской, сформировавшейся в наиболее погруженной
в новейшее время полосе шельфа. Крайний северо-восточный подрайон В-г сложен по¬
родами ранне-среднетриасового возраста и представляет собой систему слабо выраженных
в рельефе валообразных поднятий, аналогичных поднятиям подрайона В-б, однако глубина
здесь в среднем на 10 м больше. Ограничивает эти поднятия узкое грабенообразное
понижение, ширина которого не превышает 2 км, а глубины колеблются от 190 до 215 м.
Г. Северо-Мурманский надрайон представляет собой типичное куэстообразное поднятие,
в пределах которого выделяются три подрайона. Г-а представляет собой крупную
морфофлексуру, выраженную в рельефе крупным протяженным уступом крутизной до 10°,
высота которого над линейным грабенообразным понижением, разделяющим надрайоны В
и Г, колеблется от 50 до 80 м. В пределах уступа породы верхнего триаса перекрыты
толщей четвертичных отложений мощностью около 40 м (отметим, что нижний ССК здесь
практически отсутствует). Склон расчленен многочисленными мелкими поперечными
грабенообразными понижениями преимущественно северо-восточного простирания, многие
из которых предопределены разломами в более древних отложениях. К северо-востоку от
уступа тянется подрайон Г-б. Это водораздельная слабонаклонная на северо-восток
обширная аккумулятивная равнина, осложненная серией небольших грабенообразных пони¬
жений с преобладанием северо-западных и северо-восточных направлений в ориентировке
мезоформ рельефа. Сложена она преимущественно юрскими и нижнемеловыми отложе¬
ниями. Особенностью равнины является приуроченность наиболее высокой части водраз-
дела с абс. отметками -105 120 м, к морфофлексуре Г-а с тенденцией к снижению в
северо-западном направлении до отметок -140 м. К наиболее высоким отметкам приуро¬
чена полоса развития как нижнего ССК, так и плиоценовых отложений, фиксирующих
39
долинообразное понижение, тянущееся с юго-востока на северо-запад. Общая мощность
плиоцен-четвертичных отложений здесь не менее 80 м, а приуроченность древней доплио-
ценовой долины к полосе современных максимальных отметок водораздела позволяет
сделать вывод о смещении (как бы своеобразном накатывании) во второй половине
плейстоцена поднятия к юго-западу. О том, что эта тенденция к поднятию сохранялась и в
голоцене, свидетельствуют весьма незначительные (менее 1 м) мощности морских голо¬
ценовых отложений. Возможно, во время последнего оледенения здесь на короткое время
устанавливался субаэральный режим и в целом в голоцене процессы абразии преобладали
над аккумуляцией. На крайнем северо-востоке выделяется подрайон Г-в. Это наклонная
аккумулятивная равнина, образующая противоположный склон водораздельной поверх¬
ности. Она сложена полностью нижнемеловыми апт-альбскими породами и осложнена
мелкими поперечными северо-восточными грабенообразными понижениями.
Основные выводы, которые позволяет сделать морфоструктурный анализ Кольского
шельфа, следующие.
1. По облику рельефа и данным о геологическом строении на Кольском шельфе
сочленяются две крупные морфоструктурные провинции: Балтийская и Баренцевоморская.
В пределах Балтийской провинции надрайон А отвечает морфоструктурной подпровинции
Балтийского щита, а надрайон Б - его северному склону. В пределах второй провинции
надрайоны В и Г целиком попадают в линейную Варангер-Тиманскую подпровинцию,
западная часть которой в конце палеозоя и мезозоя находилась под влиянием процессов
активного развития Южно-Баренцевоморской впадины с северо-восточной ориентировкой
основных структур. Но на новейшем этапе, вероятно, в связи с ослаблением влияния Южно-
Баренцевоморской впадины, здесь опять отчетливо проявились структуры северо-западного
простирания, характерные для Варангер-Тиманской подпровинции. Именно они
предопределили основные черты рельефа Кольского шельфа и его своеобразную северо-
западную зональность, положенную в основу ранжирования морфоструктурных единиц.
2. Наряду с этим в облике рельефа отчетливо проявилось влияние разнопорядковых
субмеридиональных зон, из которых основные - Териберская и Харловская - оказались
сквозными, пересекающими весь Кольский шельф и уходящими в Южно-Баренцевомоскую
впадину. Именно они разделили все надрайоны на западный - Териберский, центральный -
Дальнезеленецкий и восточный - Святоносский район, отличавшиеся по характеру и
интенсивности новейших тектонических движений.
3. Сведения о современной сейсмичности региона были дополнены исследованиями
палеосейсмодислокаций, впервые отмеченных на Кольском полуострове Николаевым [1].
Именно поэтому особое внимание уделялось выявлению аномальных участков, рельеф
которых предположительно свидетельствовал о наличии палеосейсмодислокаций. К таким
участкам были отнесены выявленные при полевых работах сейсморвы, зоны аномально
резкого усиления обвальных процессов, локальные участки развития "скального хаоса", т.е.
участки, где резко увеличивалась трещиноватость пород и отмечалось обилие мелких
микрогорстов и микрограбенов площадью в 10-20 м2 и с превышениями в 5-10 м, а также
наличие микроблоков, как бы выбитых снизу и наклоненных. Наличие между такими
блоками морских галечников на абс. отметках около 5 м выше зоны современного заплеска
позволяет датировать эти предполагаемые палеосейсмодислокации временем древнее 1000
лет. Такие аномальные участки на суше приурочены именно к тем местам приморской
части морфоструктуры А, где в историческое и настоящее время была зафиксирована
сейсмичность силой 4—4,5 балла. В размещении как эпицентров землетрясений, так и пред¬
полагаемых палеосейсмодислокаций отмечается определенная закономерность. Все они
приурочены к "линии Карпинского", но размещены на ней неравномерно, образуя "узлы
сгущения" в местах пересечения "линии Карпинского" с крупными субмеридиональными
линеаментами. Основные "узлы" расположены в устьевых частях крупных рек: Териберки,
Вороньей и Харловки, долины которых проходят по крупным субмеридиональным линеа-
ментам. Наряду с палеосейсмодислокациями на "линии Карпинского" следует отметить
аномальные участки рельефа на шельфе. Это локальные значительные изометричные
переуглубления, привязанные к узлам пересечения линеаментов. Одно из них отмечается
вблизи мыса Териберский, где весьма активна и современная сейсмичность, несколько
других - вблизи Харловской субмеридиональной зоны, где также известны современные
землетрясения силой до 5 баллов. Их пространственная приуроченность к "морфострук¬
турным узлам", в понимании Е.Я. Ранцман, на пересечении "линии Карпинского" с
субмеридиональными зонами, скорее всего, не случайна и, возможно, также связана с
палеосейсмодислокациями.
40
4. Рельеф суши и шельфа однозначно свидетельствует о том, что регион испытывал в
новейшее время весьма дифференцированные вертикальные движения. Сложно сказать,
какой амплитуды они были в первой половине новейшего этапа - в неогене. Судя по
геолого-геофизическим данным, в неогене большая часть этой территории испытывала
воздымание. Исключение представляет морфоструктурный район Г-а, где сохранились
неогеновые отложения. На границе неогена и плейстоцена произошла существенная пере¬
стройка не столько в плане, сколько в знаках движений. Надрайоны Б, В и Г, отделенные
"линией Карпинского" от надрайона А, стали интенсивно погружаться (косвенное доказа¬
тельство тому, что и в неогене они могли быть погружены относительно надрайона А, -
сохранность неогеновых отложений в их пределах), тогда как надрайон А продолжал
испытывать поднятие. Эта ситуация сохранилась и до настоящего времени. Следует
отметить, что если надрайоны А и Б, относящиеся к Балтийскому щиту и его склону,
характеризовались на новейшем этапе более активным и дифференцированным вздыма¬
нием на западе, что для суши отмечалось и ранее [4], то для надрайонов В и Г, принад¬
лежащих другой морфоструктурной провинции, картина прямо противоположная. Отме¬
чается также, что ось наибольшего погружения в новейшее время как бы скатывалась с
надрайона Г в подрайон В-в, где сейчас и фиксируется широкая полоса наиболее низких
отметок.
5. В плейстоцене надрайон А в эпохи окончания оледенений вместе со всей Фенно-
скандией испытывал также и гляциоизостатические движения. Расчеты геофизиков и
гляциологов позволяют считать, что в надрайоне А погружение в максимальную фазу
последнего оледенения могло достигать первых сотен метров, а воздымание привело к
увеличению современных абс. отметок на 20-50 м. Таким образом, эпохи окончания
оледенения, когда общее воздымание как бы складывалось с гляциоизостатическим, могли
быть временем существенного оживления всех перемещений литосферы, в том числе и
усиления сейсмичности, что надежно фиксируется в районе Южно-Хибинских дислокаций
[И].
6. Хотя ведущими в формировании генеральных черт морфоструктурного плана на
новейшем этапе были вертикальные движения по линеаментам, анализ планового рисунка
расположения блоков разных порядков показывает, что наряду с вертикальными, здесь
имели место и горизонтальные сдвиговые смещения. В частности, для многих субмери¬
диональных зон характерны правосдвиговые смещения, которые наиболее ярко выражены в
смещениях по ним северо-западных грабенообразных понижений как на суше, так и на
шельфе. "Линия Карпинского", скорее всего, представляла собой сброс, может быть с
небольшой взбросовой компонентой. Она является наиболее активным тектоническим
линеаментом в настоящее время, о чем свидетельствует палео- и современная сейсмич¬
ность.
7. Отмеченная выше генеральная асимметрия всех основных морфоструктурных эле¬
ментов как на суше (в надрайоне А она отмечается в строении более мелких морфострук¬
турных единиц типа Териберского или Дальнезеленецкого блоков), так и на шельфе, где
она особенно ярко выражена в надрайонах Б и Г, является, по нашему мнению, морфо¬
логическим выражением продолжающихся и в новейшее время горизонтальных движений.
Доказательством того, что асимметрия не связана со структурной препарировкой, может
служить тот факт, что в Териберском и Дальнезеленецком блоках она сформировалась на
однородных архей-нижнепротерозойских гранито-гнейсах. Для Северо-Мурманского
поднятия (Г) отсутствие препарировки фиксируется приуроченностью к наиболее высоким
отметкам неогеновых отложений, а не бронирующих пластов коренных пород. Наличие
сжатия северо-восточного - юго-западного направления подтверждается расчетами Ильина
[6] и материалами Николаева [15], а также решением механизма Харловского землетря¬
сения 1980 г. [16]. При этом западный, центральный и восточный районы незначительно
различаются по ориентировке осей сжатия и растяжения.
8. Многие геологи считают, что на Кольском шельфе Балтийский щит граничит с
Кольской моноклиналью, являющейся юго-восточной частью Южно-Баренцевоморской
впадины. Однако некоторые исследователи [9] относят южную часть моноклинали к
Варангер-Тиманской зоне, которая во второй половине палеозоя-мезозоя была втянута в
погружение за счет активизации процессов прогибания Южно-Баренцевоморской впадины.
Анализ новейшей морфоструктуры региона позволяет считать, что линейность и северо-
западная ориентировка основных единиц, обусловленная аналогичной ориентировкой
41
структур байкальского фундамента, свидетельствует о том, что в новейшее время в релье¬
фе проявились байкальские направления, свойственные Варангер-Тиманской подпровин¬
ции. Новейшие структуры Южно-Баренцевоморской впадины, которым свойственны северо-
восточные направления, расположены севернее данного региона. Выяснение и уточнение
этого вопроса по данным морфоструктурного анализа важно при оценке перспектив
нефтегазоносности Кольского шельфа.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Атлас Мурманской области. М.: ГУГК, 1971. 33 с.
2. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1987. 278 с.
3. Гриценко И.И., Крапивнер Р.Б. Новейшие отложения Южно-Баренцевского региона. //Новейшие отло¬
жения и палеогеография северных морей. Апатиты: КНЦ РАН, 1989. С. 28-45.
4. Стрелков С.А. Морфоструктуры северо-восточной части Балтийского щита и основные закономерности
их формирования // Палеогеография и морфоструктуры Кольского полуострова. Л.: Наука, 1973.
С. 5-81.
5. Рубинраут Г.С. Морфотектоника Кольского полуострова // Апатиты: КНЦ РАН, 1987. 74 с.
6. Авенариус И.Г., Ильин В.А. Некоторые аспекты новейшей геодинамики Кольского полуострова и смеж¬
ных акваторий // Геология четвертичных отложений и новейшая тектоника ледниковых областей Вос¬
точной Европы. Апатиты: КНЦ РАН, 1992. 31 с.
7. Авенариус И.Г., Шкарин В.Е. Использование материалов дистанционных съемок и их автоматизирован¬
ной обработки для изучения новейшей геодинамики шельфов (на примере моря Лаптевых) // Цифровая
обработка видеоинформации при структурно-геологических и сейсмотектонических исследованиях. Л.:
ВСЕГЕИ, 1991. С. 55-67.
8. Минц М.В., Пастухов В.Г., Гусев Г.С. и др. Геологическое картирование раннедокембрийских
комплексов. М.: Роскомнедра, 1994. 503 с.
9. Сенин Б.В. Особенности геологического строения Западно-Арктического шельфа Евразии. Автореф.
дис. ... д. г.-м. н. М.: Изд-во МГУ, 1993. 82 с.
10. Баренцевская шельфовая плита. Л.: Недра, 1988. 263 с.
11. Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатиты: КНЦ
РАН, 1993. 72 с.
12. Матишов Г.Г. Дно океана в ледниковый период. Л.: Наука, 1984. 176 с.
13. Авенариус И.Г., Алексеев В.В., Мысливец В.И., СулержицкийЛД. Эколого-геоморфологические иссле¬
дования Мурманского побережья в районе Дальних Зеленцов // Экологические аспекты теоретической и
прикладной геоморфологии. М.: Изд-во МГУ, 1995. С. 207-208.
14. Авенариус И.Г. Морфоструктурный план зоны Южно-Хибинских дислокаций // Геоморфология. 1988.
№ 3. С. 34-39.
15. Николаев П.Н. Методика тектоно-динамического анализа. М.: Недра, 1992. 295 с.
16. Ассиновская Б.А. Сейсмичность Баренцева моря. М.: Наука, 1994. 128 с.
ГНПП "Аэрогеология" Поступила в редакцию
26.06.98
MORPHOSTRUCTURAL PLAN OF BARENTS SEA SHELF
I.G. AVENARIUS, S.N. BELOZEROV, L.A. L'VOVA, T.Yu. REPKINA
Sum m a г у
Morphostructural regionalization has been fulfilled and morphostructural units of four orders were distinguished.
For these units the estimate of vertical neotectonic movements was obtained. Evidences of lateral movements were
discerned on the shelf and on the adjacent land. Neotectonic stress field, seismicity, and paleoseismicity of the region
are closely interconnected. The results are of importance for appreciation of oil-and-gas capacity of the southern shelf of
Barents Sea.
42
УДК 551.435.11+551.4.011
© 2000 г. В.И. АНТРОПОВСКИЙ
О КРИТЕРИЯХ ВЫДЕЛЕНИЯ ТИПОВ РЕЧНЫХ РУСЕЛ1
Установление различного рода соотношений морфометрических и гидравлических
характеристик (критериев), при которых происходит переход руслового процесса из одного
типа в другой, помимо самостоятельного теоретического имеет и прикладное значение.
Наличие указанных соотношений (зависимостей) поволяет ориентировочно прогнозировать
тип русловых процессов рек с нарушенным режимом стока (например, при его многолетнем
регулировании) и создании искусственных рек.
Первый критериальный график построили американские исследователи Леопольд и
Вольман [1]. Ими было установлено, что меандрирующие реки переходят в прямолинейные
и разветвленные русла при определенном сочетании уклонов и средних из максимальных
годовых расходов воды. Аналогичный график для рек территории бывшего СССР с учетом
типизации речных русел ГГИ построен Ромашиным [2].
В последующем, в результате рассмотрения многочисленных связей морфометрических
и гидравлических характеристик с определяющими факторами, установлены закономер¬
ности разграничения типов русловых процессов [3-10]. Сделан вывод о том, что на графи¬
ках, соответствующих исходной информации, точки довольно четко группируются по типам
русловых процессов, если хотя бы по одной из осей откладывать уклон или выражение, его
содержащее.
К настоящему времени отечественными учеными разработано довольно большое число
критериальных зависимостей (например, зависимости Н.С. Знаменской, И.Ф. Карасева,
Б.Ф. Снищенко, В.С. Алтунина, Е.К. Рабковой, Л.Д. Курдюмова, Г.А. Куколевского,
Р.С. Чалова, В.В. Иванова, А.М. Алабяна и др.).
Критериальные зависимости типов русловых процессов, представленные в графическом
виде, по своей сущности напоминают известные из курса физики диаграммы фазовых
превращений (кривые фазовых переходов) веществ в природе [7]. Примером может служить
диаграмма фазовых превращений воды (в виде жидкости, пара и льда), где определяющие
факторы - давление и температура. Состояние, при котором граница раздела между фазами
(типами русловых процессов) исчезает, называется критическим, а соответствующие этому
состоянию основные определяющие факторы - критическими параметрами. Сочетание ос¬
новных руслоформирующих факторов представляет собой динамический комплекс, опре¬
деляющий фазовые состояния русловых процессов. Морфологически однородные участки
представляют собой системы, состоящие из совокупности образований (макроформ),
которые могут обмениваться между собой, а также с внешней средой энергией и веществом
(наносами). Системы, которые не обмениваются ни энергией, ни веществом с внешней
средой называются изолированными. Изолированная система с течением времени приходит
в состояние динамического равновесия и не может самопроизвольно выйти из этого
состояния (первый постулат термодинамики).
Зависимости указанных авторов в значительной мере проясняют условия существования
речных русел разного типа и могут быть использованы для прогноза степени изменения
типа русловых процессов рек в проектных условиях. Предпочтительность той или иной
зависимости определяется спецификой задачи и наличием исходных данных. Универсальной
зависимости, учитывающей все разнообразие руслообразующих факторов, объясняющей
существование встречающихся в природе типов русел и пригодной для прогностических
целей в меняющихся природных условиях, не имеется.
При установлении критериальных зависимостей автор статьи использовал данные по
гидростворам, расположенным на морфологически однородных участках рек, т.е. на бес-
приточных участках с определенным типом русловых процессов. Тип русловых процессов (в
соответствии с типизацией ГГИ) и уклон дна долины на каждом участке определялся по
картографическим и аэрофотосъемочным материалам. Уклон дна долины получался
посредством деления падения уровня водной поверхности (при срезочном горизонте) на
длину участка по оси долины. Средние из максимальных годовых расходов воды (расчетные
расходы) получены из монографий "Ресурсы поверхностных вод". Сведения о морфо-
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 99-95-64114).
43
Примеры критериальных зависимостей, характеризующих переход русловых процессов из одного типа в другой
Вид критериальных за¬
висимостей (рис. 1^)
Значения коэффициентов А и показателей степени b, с, d в зависимостях при
переходе:
Числитель - вероятность попадания точек в зону
/> = —100%, знаменатель - средняя квадратическая
п
ошибка
свободного меандрирования в
незавершенное
незавершенного меандрирования в
многорукавное русло
свободного меан¬
дрирования
незавершенного
меандрирования
многорукавных
русел
А
Ъ
с
d
А
Ъ
с
d
С = А хь - А ■ hbpIb
1,87
-0,44
2,65
-0,44
85/8,0
85/8,0
83/6,8
Vcp=A-Ib0
2,40
0,08
3,80
0,08
91/3,5
95/3,4
82/5,9
ю = AQb
0,380
1,10
0,240
1,10
97/2,1
96/2,2
91/4,4
B/hQf=A-Ib
1,65
-0,41
3,05
-0,41
68/5,7
71/7,1
70/7,1
Q = A nb Вс h%
0,210
-1,00 ‘
0,64
1,17
0,700
-1,00
0,64
1,17
95/4,9
80/8,9
90/5,5
метрических и гидравлических характеристиках в створах взяты из таблиц измеренных
расходов воды, содержащихся в ежегодниках. При получении зависимостей с уклоном дна
долины использованы данные по 155 гидростворам. Из числа этих гидростворов 70
расположено на участках со свободным меандрированием, 41 - с незавершенным меанд-
рированием, 7 - на участках с пойменной многорукавностью и 32 - на участках с русловой
многорукавностью.
При построении зависимостей с уклоном водной поверхности использовано лишь 70 гид¬
ростворов. Из них 25 расположено на участках с русловой и 5 на участках с пойменной
многорукавностью, 20 - на участках с незавершенным меандрированием и 20 - со свобод¬
ным меандрированием. Более подробные сведения о данных, использованных при получе¬
нии критериальных зависимостей, можно найти в работах [3-6, 8-10].
Графики строились на двуосной логарифмической сетке, так как зависимости являются
степенными. Выбор связываемых характеристик (или их комплексов) проводился в соот¬
ветствии с приведенным выше выводом об условии разграничения точек по типам русловых
процессов. Каждая разделяющая линия на критериальных графиках проводилась так, чтобы
число точек, попадающих в несвойственные зоны, было наименьшим. Выдерживалось и
условие равенства (пропорциональности) числа таких точек для разграничиваемых типов.
Представляя разделяющие линии аналитически (с помощью одного из вариантов метода
наименьших квадратов), получаем зависимости, определяющие переход свободного меанд-
рирования в незавершенное и незавершенного меандрирования в русловую и пойменную
многорукавность [3-6]. Некоторые из этих зависимостей представлены в таблице.
Посредством расчета вероятности "правильного" распределения точек по зонам с помощью
выражения
р=--т%
П
(где п - общее число точек на графике, относящихся к участкам с данным типом русловых
процессов, т - число этих точек, без учета попадающих в несвойственные зоны) проведена
оценка полученных зависимостей. Результаты ее показывают, что в большинстве случаев
Р ^ 70-80% и, следовательно, зависимости могут быть использованы для ориентировочного
определения типа русловых процессов при изменении режима стока рек.
Рассмотрим кратко некоторые из полученных критериальных зависимостей. Ромашиным
[2] установлено, что переход свободного меандрирования и незавершенное на наших реках
происходит при Q /о = 400, а незавершенного в осередковый и пойменную многорукавность
при Q • /() = 1300. Здесь /0 - уклон дна долины в %о, Q - средний из максимальных годовых
расход воды (м3/с). Поскольку выражение для удельной мощности потока записывается в
виде Nуд = уQU можно заключить, что переход русловых процессов из одного типа в другой
происходит при некоторых критических значениях удельной мощности (уклон водной
поверхности принимаем примерно равным уклону дна долины). А именно: переход сво-'
бодного меандрирования в незавершенное происходит при Ауд « 400 кг/с, а незавершенного
меандрирования в многорукавное русло при Ауд ~ 1300 кг/с [3-5].
При рассмотрении зависимостей типов русловых процессов от различных параметров
речных долин и русел (рис. 1-4) выяснилось, что средние по сечению скорости течения Уср
(соответствующие средним из максимальных годовых расходов воды) при переходе
русловых процессов из одного типа в другой можно считать независящими от уклона дна
долины (рис. 1). Можно даже говорить о некоторых критических значениях средней
скорости в сечении на границах перехода русловых процессов. Объясняется это тем, что с
ростом уклона дна долины выражение ^Лср/ возрастает, а скоростной коэффициент С в
формуле Шези убывает во столько же раз [3].
Как известно, для величины У, являющейся функцией переменной X, можно получить
среднее значение по формуле:
в
J y(x)dx
F = -2 ,
b-a
где а и В - пределы значений аргумента.
В случае линейной функции (на двуосной логарифмической клетчатке это разграни-
45
Jo, %0
Mr-
io
в
В
4
J
z
1,0
oo
ЦБ
0,4
0,0
02
0,f
w
000
004
0J10
002
0,0/
OJ 0,2 0,3 0,40,50000 10 2,0 J,0 4,0 0,0 0cp м/с
Pm. 1. Зависимость типа русловых процессов от средней скорости течения воды при разных уклонах дна
долины /0.
I - русловая многорукавность, 2 - пойменная многорукавность, 3 - незавершенное меандрирование, 4 -
свободное меандрирование
чивающие прямые линии) эта зависимость приобретает вид:
т.е. среднее значение функции равно ее значению в середине интервала. Поэтому переход
свободного меандрирования в незавершенное можно охарактеризовать средней скоростью
интервала, равной Vcp = 1,30 м/с, а переход незавершенного меандрирования в много¬
рукавное русло - средней скоростью Уср = 2,10 м/с. Эти же результаты получаются, если
вместо уклона дна долины /0 использовать средний из максимальных годовых расходов Q
[4-6].
46
Рис. 2. Тип русловых процессов на реках с разными уклонами дна долины /0 и площадями поперечных
сечений со
Условные обозначения см. рис. 1
Наличие определенных критериальных значений касательной силы, приведенной к
единице длины реки Т, является следствием наличия указанных критериальных значений
NyR и Vcp. Это ясно, если учесть, что:
7QI
Т = усо/ = --
V V
гср уср
"Недостатком" критериальных характеристик, например, Vcp и 7/уд считается то, что они
являются абсолютными размерными величинами. Это, в известной мере, затрудняет их
использование, однако имеется связь этих характеристик с критериями динамического
подобия, являющимися безразмерными комплексами, широко применяемыми в теории
подобия и в области моделирования. В работе [7] показано, что характеристики Vcp, Т и Nyn
могут быть выражены посредством произведения некоторых констант и критериев динами¬
ческого подобия. В частности, установлены критериальные значения произведения чисел
Фруда и Рейнольдса (рис. 5), на границе между свободным и незавершенным меандри-
рованием Fr • Re * (1,73 + 2,20) • 105, на границе между незавершенным меандрированием и
многорукавным руслом Fr • Re ~ (8,0 9,26) • 105. Выявленная связь характеристик русловых
процессов с критериями динамического подобия расширяет сферу применения этих
критериальных характеристик.
47
В,м
Рис. 3. Тип русловых процессов на реках с разными значениями ширины русла В и влекущей силы потока т
Условные обозначения см. рис. 1
С помощью полученных критериальных зависимостей для участков с разным типом
русловых процессов устанавливаются пределы значений основных гидравлических и мор¬
фометрических характеристик при постоянных значениях среднего из максимальных го¬
довых расходов воды Q и уклона дна долины /0. В первом случае пределы основных
гидравлических и морфометрических характеристик определялись по критериальным зави¬
симостям, связывающим каждую из этих характеристик с Q [8]. Во втором - по критер¬
иальным зависимостям, связывающим каждую из характеристик с /0. Пределы значений
скоростного коэффициента С в формуле Шези устанавливались по критериальным
зависимостям, связывающим его с значениями влекущей силы т. При использовании других
зависимостей значения пределов могут несколько отличаться от приводимых [8]. Это
объясняется тем, что критериальные зависимости являются статистическими, а не
функциональными. Наличие нескольких критериальных соотношений для одного и того же
типа русловых процессов, по мнению И.Ф. Карасева, позволяет оценивать тенденции
руслоформирования на вариантной основе. Из анализа полученных критериальных
зависимостей (рис. 1-5) следует ряд выводов об условиях существования рек с разным типом
русловых процессов, которые имеют теоретическое и практическое значение [3—5, 8].
Во-первых, свободное меандрирование появляется при меньшей водности, чем незавер¬
шенное меандрирование и русловая, пойменная многорукавность. В случае высокой
водности появление незавершенного меандрирования или многорукавного русла опреде¬
ляется уклоном дна долины и характером подстилающего грунта (рис. 1).
Во-вторых, с ростом уклона дна долины размеры поперечного сечения русла умень¬
шаются. При одном и том же уклоне дна долины участки с русловой и пойменной
многорукавностью обладают бблыними размерами поперечного сечения, чем участки русел
с незавершенным меандрированием и тем более со свободным (рис. 2).
В-третьих, известно, что с ростом расхода размеры поперечного сечения русла воз¬
растают. Но интересно, что участки с русловой и пойменной многорукавностью при одном
и том же расходе обладают меньшими размерами поперечного сечения, чем участки русел
с незавершенным меандрированием и тем более со свободным (рис. 2).
48
Ьм'/г/сек
Рис. 4. Тип русловых процессов на реках с разными значениями скоростного коэффициента в формуле Шези
С и влекущей силы потока т
Условные обозначения см. рис. 1
В-четвертых, при одном и том же расходе размеры поперечного сечения русла меняются
в меньших пределах с изменением типа русловых процессов, чем при одном и том же
уклоне дна долины.
В-пятых, отношение ширины к средней глубине возрастает с уменьшением уклона дна
долины. Наибольшее отношение ширины к средней глубине при одном и том же уклоне дна
долины наблюдается на участках с русловой и пойменной многорукавностью, меньшее на
участках с незавершенным меандрированием и наименьшее - со свободным меандри-
рованием (рис. 3).
В-шестых, скоростной коэффициент в формуле Шези С уменьшается с ростом влекущей
силы потока. При одном и том же значении влекущей силы, участки с русловой и
пойменной многорукавностью обладают наибольшими значениями С, участки с незавер¬
шенным меандрированием меньшими С, участки со свободным меандрированием обладают
самыми малыми значениями С (рис. 4).
В-седьмых, отношение средней скорости к волновой (число Фруда) возрастает с увели¬
чением уклона дна долины и уменьшением расхода воды. Наибольшее отношение средней
скорости к волновой при одном и том же уклоне дна долины и расходе воды свойственно
участкам с русловой и пойменной многорукавностью, меньшее участкам с незавершенным
меандрированием и наименьшее - участкам со свободным меандрированием (рис. 5).
Русловые процессы характеризуются многофакторностью. Оценка влияния каждого
отдельного фактора практически оказывается невозможной, поскольку это влияние
осложняется случайными явлениями. Поэтому к русловому процессу вполне применимы
вероятностные методы, позволяющие оценить степень риска принимаемых проектных
решений при учете русловых деформаций.
Результаты статистического анализа основных характеристик руслового процесса пока¬
зывают [9, 10], что кривые обеспеченности одноименных характеристик, свойственных
участкам с разным типом русловых процессов, построенные в относительном виде (в виде
модульных коэффициентов), близки друг к другу. В то же время ряды указанных
характеристик в абсолютном виде различаются по среднему значению (и дисперсии).
49
Ja,%
20
it
8
6
4
2
V
OJ
OjB
0,4
0,2
0,10
0,08
1
с
1
<
•
>
«
о
1
5
о
h9
1
• и
•
•
ф
А
*
•
<
о
о
>
9
•я
1
•
>
61
tl
•
с
с
ь.
£
f
1_
о
■о-
0
• (]
о
о
г*
о
(
)
о
5
1
—V
%
9
9|
^
ъ <
р
э
э
н
•«id
о о15
•
9
•
О
4 '
о
—О-
о
О
л
о
о*
Го
о ~
<
ц
о
со
V—
л
О
л
§
(И
9
и—
о
5^
1
1 /
1
i
V
ЧсТ
ii_
0,2 0,4 0,50,810 2 4 0
(Fr-Re)W~5
810 20 40 80 fOO
Puc. 5. Зависимость типа русловых процессов от произведения чисел Фруда и Реанольдса (Fr ■ Re) при
разных уклонах дна долины /0
Условные обозначения см. рис. 1
Реки с русловой и пойменной многорукавностью по сравнению с незавершенно меандри-
рующими, а незавершенно меандрирующие по сравнению со свободно меандрирующими
обычно обладают большими расчетными расходами воды, бблыними уклонами дна долины,
удельной мощности потока и скоростным коэффициентом в формуле Шези, большими
ширинами и отношением ширины к средней глубине, меньшими коэффициентами шерохо¬
ватости (коэффициенты шероховатости незавершенно и свободно меандрирующих рек
отличаются незначительно).
Самыми малыми значениями коэффициента вариации Cv обладают ряды значений
коэффициентов извилистости (0,13-0,18). Несколько более высокие значения коэффи¬
циентов вариации имеют ряды средней скорости потока Рср (0,24-0,34), скоростного коэф¬
фициента в формуле Шези С (0,25-0,44) и удельной мощности потока /Ууд (0,42-0,76). Са¬
мыми большими значениями Cv обладают расчетные расходы воды Q (1,04-1,70), уклоны
дна долины (1,17-1,80).
Интересно, что коэффициенты вариации рядов удельной мощности и средней скорости
потока имеют наименьшие значения при незавершенном меандрировании и наибольшие при
свободном меандрировании. Наибольшая изменчивость коэффициентов извилистости и
скоростных коэффициентов в формуле Шези свойственна свободно меандрирующим рекам,
а наименьшие значения Cv указанных характеристик принадлежат участкам рек с русловой
и пойменной многорукавностью.
Рядам расчетным расходов воды Q уклонов дна долины /0 и коэффициента шерохо¬
ватости по Маннингу п свойственны наибольшие коэффициенты вариации при незавершен¬
ном меандрировании.
50
Отношение коэффициента асимметрии к коэффициенту вариации CJCV для рядов с
расчетными расходами воды Q и уклонами дна долины /0 близко к 2. Отношение Cs/Cv для
рядов со значениями ширины русла В и отношения ширины русла к средней глубине ВПгср
находятся в пределах 2,2-2,5. Наименьшие отношения Cs/Cv (близкие к нулю) свойственны
рядам средней скорости в сечении потока Vcp и скоростного коэффициента С в формуле
Шези. Наибольшие отношения CSICV принадлежат рядам удельной мощности потока,
коэффициентов шероховатости и извилистости.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Leopold L.B., Wqlman M.G. River-channel patterns: braided, meandering and straight // U.S. Geolog. Surv.
Prof/Paper. 1957. № 282-B.
2. Ромашин В.В. Типы руслового процесса в связи с определяющими факторами // Труды ГГИ. 1968.
Вып. 155. С. 56-63.
3. Лнтроповский В.И. Связь типов руслового процесса с определяющими факторами // Труды ГГИ. 1970.
Вып. 183. С. 70-80.
А. Лнтроповский В.И. Критериальные зависимости типов руслового процесса // Труды ГГИ. 1972.
Вып. 190. С. 5-18.
5. Лнтроповский В.И. Количественные критерии русловых макроформ // Труды ГГИ. 1972. Вып. 204.
С. 41-51.
6. Antropovscki V.I., Batista I.L. Estudio delos procesos gue ocurren en los causes fluviales // Voluntad Hidraulica.
1979. P. 7-15.
7. Лнтроповский В.И. Связь характеристик руслового процесса с критериями динамического подобия //
Межвуз. сб. Изд-во ЛГМИ-ЛПИ. 1987. Вып. 98. С. 93-95.
8. Лнтроповский В.И. Влияние водности на характер руслового процесса и пределы значений основных
гидрологических и гидравлических характеристик при разных типах руслового процесса // Труды ЗСР
НИГМИ. 1976. Вып. 22. С. 140-145.
9. Лнтроповский В.И. Параметры кривых обеспеченности характеристик руслового процесса // Метеоро¬
логия и гидрология. 1991. № 8. С. 89-93.
10. Лнтроповский В.И. Вариант статистической обработки характеристик руслового процесса // Вод.
ресурсы. 1992. № 1. С. 47-52.
ГГИ Росгидромета Поступила в редакцию
25.06.97
ON THE CRITERIA OF RIVER CHANNEL TYPES DISTINCTION
V.I. ANTROPOVSKY
Sum m a г у
The studies of hydraulic and morphometric characteristics have been fulfilled, taking into consideration calculated
runoff at the boundaries of adjacent types of river channels.
51
УДК 551.435.162(470.3)
© 2000 г. В.П. БОНДАРЕВ, Е.Ф. ЗОРИНА, С.Н. КОВАЛЕВ
ГИДРОЛОГО-МОРФОМЕТРИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ
ОВРАЖНО-БАЛОЧНЫХ СИСТЕМ ЦЕНТРА РУССКОЙ РАВНИНЫ1
Проблемы изучения овражно-балочных систем давно привлекают к себе внимание иссле¬
дователей и практических работников [1]. Особый интерес представляет связь морфо¬
метрии верхних звеньев гидросети с ее гидрологическими особенностями. Известны работы
Н.И. Маккавеева, Р.А. Нежиховского, Н.А. Ржаницына, Р.Е. Хортона и др., ориентиро¬
ванные на анализ, в первую очередь, постоянных водотоков и бассейнов средних и крупных
рек. Их исследования позволили выявить основные закономерности строения речной сети и
влияние на них комплекса природных факторов. Можно предположить, что и для верхних
звеньев гидросети также могут быть установлены определенные закономерности. Часть из
них, вероятно, будет подтверждать уже известные правила. Однако следует ожидать
некоторых отклонений, присущих только овражно-балочным бассейнам, связанных с тем,
что эти системы являются переходными от склоновых к речным и формируются преиму¬
щественно врёменными русловыми потоками.
Одна из нерешенных проблем функционирования овражно-балочных систем - изучение
закономерности изменения расходов воды в их пределах. По-видимому, сказалась слож¬
ность получения материалов натурных наблюдений на временных водотоках. Не в
последнюю очередь это связано и с тем, что на овражно-балочных водосборах в большей
степени, чем на реках сказывается влияние местных особенностей формирования стока.
Работами ряда исследователей установлено, что даже на речных бассейнах в различных
природных условиях водотокам одного и того же порядка соответствуют неодинаковые
гидрологические характеристики. Это относится как к морфометрическим параметрам
русла, так и к величинам характерных расходов и стоку рек. Если на реках основным
влияющим фактором при этом оказывается степень увлажненности, то для овражно¬
балочных систем расходы также определяет комплекс морфометрических параметров,
шероховатость подстилающей поверхности, экспозиция склонов, т.е. вся совокупность
природных условий региона и местных особенностей рельефа.
Примером работы, рассматривающей комплекс морфометрических и гидрологических
характеристик и их взаимосвязи для всей гидросети, может служить монография Ржа¬
ницына [2]. В ней приводится комплекс характеристик потоков речной системы, основан¬
ный в основном на материалах по равнинным территориям Европейской части бывшего
СССР. За водоток первого порядка принят водоток средней длиной 800 м, что в первом
приближении соответствует водосборам первого-второго порядка овражно-балочной
системы. Параметрами, по которым сопоставляются водность рек разных порядков,
являются среднемноголетние и среднемаксимальные расходы. Понятие "среднегодового"
стока к временным водотокам применять, как нам представляется, не совсем корректно.
Если оперировать среднемаксимальными расходами, то в зависимости от природных
условий на одних объектах это могут быть расходы половодья, на других - паводков.
Особенности годового распределения осадков могут для одного и того же объекта давать
максимум расходов то в период весеннего снеготаяния, то в период паводков. В нашем
случае важным оказываются представления Н.И. Алексеевского, который утверждает
следующее: "Независимо от способа определения порядка рек, уравнения, связывающие N
(порядок водотока) и гидрологические характеристики, дают представления об осред-
ненных закономерностях их изменения вдоль речной сети" [3 с. 9]. Если утверждение об
осредненности справедливо для речной сети, оно тем более должно быть справедливо по
отношению к овражно-балочным системам.
Определение основных морфометрических и гидрологических характеристик овражно¬
балочных систем, а также их взаимосвязи проводилось в пределах центральной части
Русской равнины. При этом ключевые участки были выбраны так, чтобы они могли по
возможности наиболее репрезентативно отражать характерные черты овражно-балочных
систем рассматриваемой территории. Изучаемые овражно-балочные системы компактно
расположены в пределах трех различных регионов: бассейн р. Сейм (Курская обл); верховья
р. Клязьма (Московская обл.); среднее течение р. Протва (Калужская обл.).
1 Работа выполнена в рамках программы "Университеты России". Фундаментальные исследования.
52
Первая группа овражно-балочных систем расположена вдоль среднего и верхнего те¬
чения р. Сейм, который по [4] принадлежит к Курскому геоморфологическому району.
Последний занимает центральное положение в южной внеледниковой половине Русской
равнины и характеризуется классическим долинно-балочным и овражным рельефом на
моноклинально-пластовом основании из меловых и палеогеновых отложений, проектирую¬
щихся на сводовую часть и на юго-западное крыло Воронежской антеклизы. Неотек-
тоническая основа рельефа - Курское поднятие и его окружение в виде структурных террас
и поднятий более мелкого ранга. На междуречьях сохранились реликты сильно размытых
денудационно-аккумулятивных поверхностей неогенового возраста. Характерны асиммет¬
ричные формы долин и междуречий, структурно-денудационные элементы рельефа, бро¬
нированные мезозойскими и палеогеновыми породами разной стойкости против агентов
выветривания и денудации. Этот регион можно охарактеризовать как крупноувалистую
возвышенность, расчлененную долинно-балочной и овражной сетью. Здесь было изучено
семь овражно-балочных систем 4-го порядка: Букреевка; Лавочная; Кременец; Юрасово;
Майская Заря; Долгий Лог; Гупово.
Вторая группа овражно-балочных систем находится в самом истоке р. Клязьма на
границе Смоленско-Московской возвышенности и Мещерской низменности. По [4] регион
располагается на пересечении трех геоморфологических районов: Москворецко-Окского,
Клинско-Дмитровского и Мещерского. Это моренно-эрозионная равнина с участками
зандро-вых и озерно-ледниковых поверхностей, которая возникла в результате донной и
краевой аккумуляции московского и частично днепровского ледника на моноклинально¬
пластовом основании из мезозойских пород юго-западной части Московской синеклизы.
Здесь было изучено три овражно-балочных системы 4-го порядка; Дурыкинская; Красный
Воин; Владычино.
Последний - третий - ключевой участок приурочен к юго-восточной окраине Смо¬
ленско-Московской возвышенности при ее переходе к Угорско-Протвинской низине. Сама
низина расположена между Смоленско-Московской и Среднерусской возвышенностями. По
работе [4] регион находится на пересечении двух геоморфологических районов: Рос-
лавльско-Спас-Деминского и Москворецко-Окского. Это моренная равнина с фрагментами
напорных и аккумулятивных холмисто-грядовых форм, а также участками зандровых и
озерно-ледниковых поверхностей. Долина р. Протвы расчленена древними и современными
эрозионными формами. Здесь была изучена овражно-балочная система 3-го порядка -
Егоров овраг - достаточно типичная для овражно-балочных систем этой территории.
Привлечение этой системы для исследований связано с тем, что в ее пределах проводились
многолетние натурные наблюдения за стоком в разных частях системы.
На всех ключевых участках была выполнена морфометрическая обработка топографи¬
ческих карт м-ба 1:10000 и 1:25000, а также проведены полевые обследования территорий.
Порядки водотоков определялись по системе Философова-Стралера, которая достаточно
хорошо описана в современной литературе [5]. Система имеет достаточно хороший уровень
формализации, а также позволяет сопоставлять полученные нами результаты с данными
Н.А. Ржаницына. Принималось, что слияние одноименных порядков водотоков приводит к
повышению порядка на единицу. При этом анализ водотоков начинался с учета самых
бесприточных линий концентрированного стока. Это позволило выделить подавляющую
часть реально существующих водотоков и их водосборов. Последнее было неоднократно
подтверждено полевыми исследованиями. В процессе морфометрических работ для каждой
овражно-балочной системы были получены следующие данные: количество водотоков
разных порядков, средние длины водотоков; общие площади склонов, прилегающих к
водотокам различного порядка; средние уклоны русел каждого порядка (таблица).
В дальнейшем проводился анализ трансформации расходов, полученных расчетным
путем с использованием для этой цели набора морфометрических параметров водосборных
бассейнов, а также непосредственных стационарных наблюдений в период половодья на
одном из типичных овражно-балочных водосборов - "Егоров овраг". Здесь в течение 15 лет
проводятся наблюдения за формированием стока воды и наносов в период половодья.
Данные по расходам на овражно-балочном водосборе "Егоров овраг" были любезно
предоставлены М.В. Веретенниковой, Л.Ф. Литвиным и С.Ф. Красновым.
Для всех овражно-балочных систем расчет расходов весеннего половодья и дождевых
паводков выполнялся в соответствии с нормативом ВСН-04-77 Госкомгидромета, 1979 г. [6].
Использовалась рекомендованная в этой работе методическая схема "Расчета макси¬
мальных расходов воды по редукционной формуле с учетом бассейнового времени
добегания".
53
LA
4^
Морфометрические и гидрологические характеристики овражно-балочных систем
Система
Порядок
водотоков
Кол-во
водотоков, шт
Площадь, км2
Длина, м
Уклон
Расходы, м3/с
склонов
общая
потоков
от истока
потоков
от истока
весеннего
снеготаяния
дождевых
паводков
Букреевка
1
62
4,47
0,07
558
558
0,044
0,044
0,04
0,06
2
9
0,35
0,54
403
961
0,040
0,043
0,22
0,32
3
3
0,41
1,74
833
1794
0,027
0,035
0,70
0,85
4
1
0,43
5,66
1900
3694
0,006
0,018
1,98
1,39
Лавочная
1
46
2,22
0,05
320
320
0,117
0,117
0,03
0,07
2
10
0,46
0,27
288
608
0,038
0,080
0,13
0,24
3
2
0,17
1,43
508
1116
0,018
0,051
0,67
1,15
4
1
0,32
3,17
1305
2421
0,009
0,029
1,55
1,55
Кременец
1
161
11,64
0,07
583
583
0,036
0,036
0,04
0,06
2
33
3,00
0,44
508
1091
0,039
0,037
0,18
0,23
3
5
0,87
3,10
700
1791
0,016
0,029
1,24
1,40
4
1
1,09
16,60
4950
6741
0,006
0,012
5,18
2,90
Юрасово
1
105
8,63
0,08
440
440
0,064
0,064
0,05
0,09
2
19
3,53
0,64
596
1036
0,035
0,048
0,28
0,36
3
6
1,47
2,27
1688
2724
0,018
0,029
0,91
0,95
4
1
2,06
15,70
5000
7724
0,007
0,015
5,10
2,74
Майская
1
69
7,20
0,10
674
674
0,045
0,045
0,06
0,08
Заря
2
14
1,76
0,64
426
1100
0,048
0,046
0,26
0,34
3
2
1,51
5,20
1625
2725
0,016
0,028
2,03
2,00
4
1
0,99
11,46
2825
5550
0,004
0,016
3,72
2,48
Система
Порядок
водотоков
Кол-во
водотоков, шт
Площадь, км2
Длина, м
Уклон
Расходы, м3/с
склонов
общая
потоков
от истока
потоков
от истока
весеннего
снеготаяния
дождевых
паводков
Долгий Лог
1
32
2,76
0,09
488
488
0,063
0,063
0,05
0,08
2
6
1,61
0,73
690
1178
0,035
0,047
0,32
0,41
3
2
0,59
2,48
650
1828
0,019
0,037
1,07
1,30
4
1
0,28
5,24
738
2566
0,009
0,029
2,18
2,38
Гупово
1
72
6,88
0,10
519
519
0,074
0,074
0,06
0,10
2
14
2,68
0,68
546
1065
0,041
0,057
0,30
0,43
3
3
2,06
3,87
1625
2690
0,012
0,030
1,61
1,62
4
1
0,85
12,47
1913
4620
0,005
0,020
4,70
3,70
Дурыкинская
1
50
3,03
0,06
353
353
0,023
0,023
0,03
0,06
2
7
0,74
0,54
359
712
0,014
0,018
0,23
0,32
3
3
0,64
1,47
946
1658
0,013
0,015
0,57
0,57
4
1
0,30
4,71
1513
3171
0,013
0,014
1,69
1,38
Красный Воин
1
46
2,48
0,05
355
355
0,024
0,024
0,03
0,05
2
11
0,81
0,30
313
668
0,027
0,025
0,13
0,18
3
3
0,64
1,31
908
1576
0,015
0,019
0,52
0,55
4
1
0,18
4,11
1150
2726
0,015
0,018
1,60
1,44
Владычино
1
32
3,14
0,10
448
448
0,022
0,022
0,06
0,08
2
7
0,56
0,53
266
714
0,014
0,019
0,22
0,30
3
2
0,71
2,20
1125
1839
0,009
0,013
0,86
0,77
4
1
0,60
5,01
1800
3639
0,015
0,014
1,75
1,22
Егоров овраг
1
9
0,38
0,04
468
468
0,030
0,030
0,03/0,02
0,04
2
2
0,06
0,44
350
818
0,038
0,055
0,12/0,12
0,13
3
1
0,02
0,46
380
1198
0,090
0,128
0,26/0,26
0,26
Примечание. Для овражно-балочной системы "Егоров овраг" даны два значения расходов весеннего снеготаяния. Первая цифра - расчетная, вторая - данные
многолетних наблюдений.
В соответствие с методикой, расчет выполнялся по зависимости, в которой расход -
функция модуля стока со склонового водосбора. Модель стока определяется временем
склонового и руслового добегания, которые в свою очередь претерпевают значительные
изменения в зависимости от комплекса природных характеристик. Основные из них -
протяженность склонов и русла водотоков; площадь водосборов, примыкающих к устьевым
створам потоков разных порядков; средние уклоны водотоков; тип подстилающей
поверхности; величина суточного слоя осадков или суточного слоя стока (для периода
половодья) принятого процента обеспеченности. Результаты расчета морфометрических
характеристик и расходов весеннего половодья и дождевых паводков приведены в таблице.
Анализ результатов морфометрической обработки показал, что овражно-балочные
системы 4-го порядка центральных частей Русской равнины в среднем имеют около 3
водосборов третьего порядка, 13 - второго и 68 - первого. Это несколько более высокие
величины, чем те, которые приняты для речных систем. Так, по данным Симонова [5] в
нормальном бассейне реки должна сохраняться пропорция 1-3 - 12-51. Суммарные площади
закономерно убывают от первых порядков к последним, что хорошо согласуется с
известными для речных бассейнов закономерностями. Однако общая площадь водосборов
первых порядков в овражно-балочных системах несколько завышена (62%) по сравнению с
нормой (50%). Средние длины водотоков в пределах изучаемого региона также подчи¬
няются закону нормального (по Ю.Г. Симонову) возрастания длины по порядку, в
соответствии с которым длина водотока равна удвоенной длине водотока предыдущего
порядка. Следует заметить, что приблизительно такая же закономерность отмечается и в
работе Ржаницына [2]. Однако в ней за водотоки первого порядка приняты эрозионные
формы средней длиной 800 м, что по нашим морфометрическим данным соответствует 2-му
порядку. Изменение уклонов по потокам разных порядков овражно-балочных систем
подчиняется определенной закономерности, убывая по мере увеличения порядка водотока
примерно в 2 раза.
Данные гидрологических расчетов позволяют заключить, что зависимость между
расходом и порядком потоков, как для весеннего снеготаяния, так и для расходов дождевых
паводков, может быть записаны как: Qn = Q\Nn, где Qn - расход потока N-то порядка, Qi -
расход с водосбора первого порядка; п - эмпирический коэффициент. Средние величины
коэффициента "я" для периода половодья составили 3,0; для дождевых паводков - 2,5. Для
среднемаксимальных расходов, независимо от периода, на который они приходятся, вид
зависимости сохраняется и величина коэффициента "я" - 2,7. Приведенные в таблице
данные по расходам показывают, что прослеживается повышение средних многолетних
максимумов половодья над паводками для потоков 4-го порядка, а для потоков 1-3-го
порядков более высокими являются расходы паводков. Паводковые расходы более редкой
повторяемости (1-10% вероятности превышения) являются преобладающими и для более
крупных звеньев эрозионной сети.
Степенной характер полученной зависимости Q ~f(N) не соответствует тем изменениям
расхода по порядкам потоков, которые приводятся Н.А. Ржаницыным и которые он
распространяет на весь комплекс потоков эрозионной сети длиной выше 0,8 км ((2/+i/G/ =
= 2,24). Полученная нами зависимость нарастания среднемаксимальных расходов по
порядкам потоков для первых четырех порядков показыает неравномерный характер этого
процесса. По этой зависимости получается, что нарастание происходит от 1-го порядка ко
2-ому с коэффициентом 6,5; от 2-го к 3-му - 3,0; от 3-го к 4-му - 2,2; от 4-го к 5-му - 1,8.
Такое неравномерное увеличение расхода от 1-го порядка к 4-му может быть обусловлено
особенностями бифуркации звеньев эрозионной сети верхних порядков. Известно, что
склоновые водосборы по длинам рек и склонам балок имеют большие продольные уклоны,
что приводит нередко к перистому строению эрозионной сети. Частота привязки склоновых
водосборов, на которых развиваются овражные формы, к днищу балок или их развитие на
крутых склонах долин рек доходит до 10 ед/км. Длина эрозионных форм, принятая в
расчетах за 1-й порядок, близка к средней длине склонов долинно-балочной сети типичных
для средней полосы России. 2-й и 3-й порядки соответствуют небольшим и средним балкам,
крупным оврагам, эрозионная форма 4-го порядка обычно является либо малой рекой, либо
крупной балкой, иногда с постоянным водотоком. Сказанное подтверждается полученными
нами морфометрическими данными о повышенном количестве водосборов 1-2-го порядков,
о котором уже говорилось выше.
Интересно отметить, что среднемаксимальные расходы 3-4-го порядков имеют отно¬
сительные характеристики расходов (таблица), близкие к полученным Н.А. Ржаницыным.
56
По-видимому, установленная нами зависимость не должна распространяться на эрозионные
формы крупнее 5-го порядка, длина которых соответствует наиболее крупным овражно¬
балочным системам (до 10-12 км). Сама овражно-балочная сеть, привязанная к речной в
центральной части Русской равнины, имеет в большинстве случаев древовидное строение,
как и сама речная сеть. Следовательно, изменение количества потоков, их длины и
соответствующих расходных характеристик подчиняется своим специфическим закономер¬
ностям, отличающимся от выявленных для рассмотренных выше звеньев эрозионной сети.
Следует отметить, что ручейковая сеть на пашне, где средние углы наклона, как правило,
находятся в пределах 1-5°, по рисунку близка к древовидному строению [7, 8]. Связанное с
этим увеличение расходов по порядкам потоков, близкое к закономерностям речной сети,
Н.А. Ржаницын предполагает так же для ручейков длиной до 300 м, т.е. для верхних частей
склоновых водосборов [8]. От 300 до 800 м идет своеобразный пояс ярко выраженной
линейной эрозии в виде рытвин, водороин, оврагов береговых, склоновых, донных
(в отвершках балок). Это пояс динамичных эрозионных форм, не закончивших свое
развитие и продолжающих при этом трансформировать свой водосборный бассейн. Харак¬
терным для перечисленных эрозионных форм являются, как правило, значительные уклоны
водосборов, большие глубины базисов эрозии, когда продольные уклоны водосборов
(средние) намного превышают поперечные, что и обусловливает, как отмечалось выше,
перистое строение сети. На величину расходов этого звена эрозионной сети оказывает
совместное влияние нарастание площади водосборного бассейна по порядкам потоков - с
одной стороны и заметное снижение модуля стока по мере увеличения длины и площади
водосборов, уменьшения средних уклонов, с другой. Это взаимное влияние приводит к тому,
что расходы по порядкам потоков возрастают медленнее по сравнению с увеличением
площади водосбора. Например, в овражно-балочной системе "Долгий Лог" площадь
водосбора от 1-го порядка к 3-му возрастает в 29 раз, среднемаксимальный расход
половодья - в 20, дождевой в 14 раз. В овражно-балочной системе "Букреевка" при
увеличении площади соответствующих порядков в 24 раза расходы увеличиваются в 13 и
17 раз. В системе "Дурыкинская" при увеличении площади в 24 раза расходы возрастают в
10 и 17 раз. Подобный порядок прослеживается и по другим эрозионным системам.
Анализ ранее выполненных работ по исследованиям формирования стока, натурные
наблюдения и проведенные расчеты для овражно-балочных систем позволяют сделать
вывод о неравномерном нарастании стока по порядкам потоков верхних звеньев эрози¬
онной сети. Это результат влияния всей совокупности гидролого-морфометрических,
климатических и антропогенных факторов, определяющих величину стока. По-видимому,
закономерность изменения расходов по порядкам потоков наиболее достоверно отражает
степенная зависимость Q=Q\Nn. Эмпирический показатель "п" должен изменяться в
зависимости от природных характеристик территорий, в основном морфометрических
характеристик склоновых водосборов, обусловливающих строение эрозионной сети.
Полученные нами зависимости нарастания расхода по порядкам потоков отражают
специфические особенности строения овражно-балочных систем. При ее применении очень
важно определиться с выбором водотоков 1-го порядка. В частности, водосборы 1-го
порядка, выделенные нами, соответствуют ручейкам 3-го порядка по классификации
H. Н. Бобровицкой (при этом у нее 1-й и 2-й порядки называются "эфемерными" струями).
Как правило, для центральных частей Русской равнины это водосборы длиной не менее
250-300 м. Следует также отметить, что полученные закономерности современного
распределения расходов по порядкам потоков верхнего звена гидрографической сети,
вероятно, не будут стабильными на протяжении значительного промежутка времени. По
мере трансформации рисунка эрозионной сети, в частности овражной, которая будет
осуществляться в дальнейшем, можно ожидать изменения морфометрии водосборов и
закономерностей распределения расходов по порядкам потоков.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
I. Бондарев В.П. Инженерная геодинамика овражно-балочных систем. Обзор. М.: Геоинформмарк, 1998.
61 с.
2. Ржаницын Н.А. Руслоформирующие процессы рек. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. 186 с.
3. Малые реки волжского бассейна / Под ред. Н.И. Алексеевского. М.: Изд-во МГУ, 1998. 234 с.
4. Геоморфологическое районироване СССР и прилегающих морей / С.С. Воскресенский, О.К. Леонтьев,
А.И. Спиридонов и др. М.: Высш. шк., 1980. 343 с.
5. Динамическая геоморфология / Под ред. Г.С. Ананьева и др. М.: МГУ, 1992. 448 с.
57
6. Инструкция по определению расчетных гидрологических характеристик при проектировании проти-
воэрозионных мероприятий на Европейской территории СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. 62 с.
7. Боголюбова И.В., Караушев А.В. Водная эрозия и сток наносов // Труды ГГИ, 1974. Вып. 210. С. 5-21.
8. Ржаницын НА. Ручейковая сеть и склоновые процессы // Результаты исследований речных русел и
гидрологических сооружений. М.: Ун-т Дружбы народов, 1983. С. 106-129.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 25.06.99
HYDROLOGICAL-MORPHOMETRIC CHARACTERISTICS OF GULLY-BALKA
SYSTEMS IN THE CENTRAL PART OF THE RUSSIAN PLAIN
V.P. BONDAREV, E.V. ZORINA, S.N. KOVALEV
Summary
The interrelations of gully-balka systems’ morphometry and hydrological characteristics are analyzed. Runoff
transformations were calculated, using morphometric parameters of drainage basins and observations at one of the
typical gully-balka watersheds in the cantral part of the Russian Plain. The relation between mean-maximal runoff and
stream’s order of the upper links of the drainage network has been obtained: Qn = Q\N’\ where Qn - runoff of the Nth
order stream, Q j - runoff of the 1 st order stream, n - empirical coefficient. "n" equals to 2,7 for mean-maximal
runoffs; it differs in regions with different natural conditions and depends mainly on morphometry of basins of low
orders. It changes also with time.
УДК 551.435.76+551.311.33(470.43)
© 2000 г. Н.И. КЛЮЧАРЕВ
ОБРАЗОВАНИЕ ЛЁССОВОЙ ПЫЛИ ПРИ ДЕФЛЯЦИИ НА СКЛОНЕ
Крупная пыль (0,05-0,01 мм) - преобладающая фракция в лёссах, и она определяет
основные их свойства. Поэтому выявление условий образования и отложения этих частиц в
значительной степени помогает ответить на вопрос происхождения лёссов. Противники
эоловой теории происхождения отмечают несоответствие между количеством крупной
пыли в лёссах и содержанием этой фракции в возможных источниках развевания [1]. Это
несоответствие выявлено также и для лёссов жигулевского левобережья р. Волги, в
частности Тольяттинского промузла, где очагами развевания были уступы надпойменных
террас.
При изучении эоловых процессов, вызванных переформированием волнами Куйбышев¬
ского водохранилища склона высокой среднечетвертичной террасы Волги у г. Тольятти и
действием нормальных к ее уступу южных зимних ветров, вначале было визуально от¬
мечено повышенное содержание пыли в эоловом осадке, накапливающемся на поверхности
террасы. Затем это подтвердилось при попытке составить баланс между развеваемыми
отложениями и эоловыми осадками. И первой реакцией на это было стремление
критически пересмотреть имеющиеся данные гранулометрического анализа проб из
развеваемого склона и провести контрольные определения по основному естественному
источнику пылеватых и глинистых частиц - пачке перигляциальных [2] разнозернистых
песчаных отложений (pglQ2) видимой мощностью 35-40 м, составляющих основную часть
склона. Покрывающие эту пачку древнеэоловые мелкозернистые пески (eo\Q4, eolQ3) мощ¬
ностью 10-20 м пылевато-глинистых частиц не содержат; Москвитиным [3] было признано,
что эти пески навеянные, вынесенные из долины, это и подтвердилось последующими
изысканиями [4].
58
Таблица I
Усредненный гранулометрический состав песков, слагающих склон террасы
Генезис
Стра-
тигра¬
фине-
Фракции, мм
Коли¬
чество
огтре-
Мощ¬
ность,
м
ский
индекс
1-
0,5
0,5-
0,25
0,25-0,1
0,1-0,05
0,Об-
ОД 1
0,01-
0,005
< 0,005
деле¬
ний
гранулометрический состав
,%
Древне¬
эоловые
eolQ4,
eolQ3
0,9
31,6
63,0
4,5
12
15
Пери¬
гляциаль¬
ные
PglQ2
1,4
24,9
46,5
20,9
2,4
1,9
, 2,0
27
35
Кол¬
лювиаль¬
ные
(осыпь)
cCU
1,0
35,0
44,6
18,6
0,2
0,6
6
10
Расположенные в нижней части склона осыпи мощностью до 7-10 м содержат гораздо
меньше пылевато-глинистых частиц, чем перигляциальные пески, так как являются
результатом смешения при осыпании древнеэоловых и перигляциальных песков (табл. 1).
Проведенные контрольные исследования не изменили прежних результатов определения
гранулометрического состава перигляциальных песков и, в том числе, содержания в них
пылеватых частиц. Доля фракции крупной пыли (в среднем из 27 определений) оказалась
равной 2,4%, но в отдельных пробах из весьма редких тонких супесчаных и глинистых
прослоев содержание этой фракции составляет 9-11%. Преобладающая масса песков
относится к слабопылеватым, реже - к слабоглинистым.
После уточнения гранулометрического состава песков и, в частности, количества в
развеваемой толще крупной пыли и сопоставления его с количеством ее в эоловых осадках
возникло предположение, что причиной отмеченного несоответствия может быть
выветривание. Сведения о возможности этого явления и, в частности, дробления зерен
кварцевого песка преимущественно на частицы 0,05-0,01 мм известны в литературе и
получены на основании лабораторных испытаний [1, 5, 6].
Чтобы выяснить, как это применимо к рассматриваемым природным условиям, необ¬
ходимо показать величину и степень несоответствия гранулометрического состава эоло¬
вого осадка и развеваемых отложений. Для этого, прежде всего, укажем на особенности
современных эоловых процессов на волжском склоне. Во-первых, отметим, что геомор¬
фологические условия участка благоприятствуют эоловым процессам. По направлению
наиболее сильных зимних ветров от уреза Куйбышевского водохранилища выделяются: 1)
бечевник шириной до 60 м и высотой до 1 м, 2) склон средяечетвертичной террасы высотой
60 м и крутизной 35-40°, сложенный, как отмечалось (табл. 1), тремя пачками песчаных
отложений и являющийся ареной развевания, и 3) волнистая залесенная (сосна, дуб, береза,
осина) поверхность террасы - площадь аккумуляции эолового осадка (рис. 1).
Главными факторами, определяющими ход эоловых процессов, являются: 1) обрушение
(осыпание) склона под влиянием волновой деятельности водохранилища в половодья,
подготавливающее склон к дефляции; 2) повторяемость и скорости южных ветров в зимние
сезоны года, вызывающие эоловый процесс; 3) изменчивость зарастаемости склона травой и
мелкими кустарниками в летнее время, влияющая на интенсивность дефляции [7]. Ука¬
занные факторы взаимозависимы: так, степень обрушения (осыпания) склона определяет
площади его обнаженных участков и, следовательно, интенсивность дефляции в после¬
дующий зимний сезон. Но, как следует из этого, указанные факторы по времени
воздействия в течение года не перекрывают друг друга. Это имеет важное значение, так как
в данном случае при сопоставлении эоловых осадков с развеваемыми песками по фракциям
исключается необходимость соотносить их со всем материалом обрушения и развевания
59
Рис. 1. Схематический геолого-геоморфологический профиль присклоновой части среднечетвертичной
террасы Волги
I - почва; 2 - песок: м/з - мелкозернистый, р!з - разнозернистый; 3 - пылеватый песок; 4 - погребенный
почвенный горизонт; 5 - уровень грунтовых вод; б - уровень Куйбышевского водохранилища;
7 - направление преобладающих ветров. Возраст и генезис отложений: cQ4 - современные коллювиальные
(осыпь), eolQ4 - голоценовые эоловые; eolQ3 - верхнечетвертичные эоловые, pglQ2 - среднечетвертичные
перигляциальные, alQ2 - среднечетвертичные аллювиальные. I, II - номера расчетных блоков. На встав¬
ке - расположение створа наблюдений
склона, т.е. эоловый процесс, проходящий зимой, совершенно изолирован от процессов
переработки склона, проходящего весной и летом.
Эоловые процессы ежегодно идут с переменной интенсивностью. Поэтому данные за
один год или даже ряд лет не могут быть показательными. Учитывая это, для решения
поставленной задачи - выявить баланс по фракциям грунтовых частиц, развеваемых и
отложенных ветром, - взят промежуток времени 10 лет (с 1959 до 1969 г.), когда были
проведены наиболее детальные определения мощности (толщины) эолового осадка и
установлен его гранулометрический состав. Результаты исследований за еще больший
промежуток времени на участке берега протяженностью около 5 км были обобщены в
статье [7], где были определены объем вынесенного ветром осадка и доля дефляции в
переработке берега. Вопрос баланса по фракциям там не рассматривался.
Исходя из отмеченной выше "изолированности" эолового процесса зимой от процесса
переформирования склона, проходящего в весеннее время, задача выявления соотношения
содержания фракций в эоловом осадке и в развеваемых песках склона сводится к уста¬
новлению количества и состава эоловых осадков на поверхности террасы. Количество
развеваемых грунтов на склоне с целью сопоставления их с эоловыми осадками прини¬
мается таким же. При этом предполагается, что состав их может быть изменен за счет
осыпания более крупных зерен песка.
При установлении объема эолового осадка определенную трудность представляет опре¬
деление его количества в зоне аккумуляции. Объем песков, отложенных на поверхности
террасы непосредственно у склона можно было установить замерами, так как характерной
особенностью их является повышенная мощность [7]. Определение толщины пылевато¬
глинистого осадка лишено этой простоты. Толщину его за 10 лет можно только вычислить
на основе визуальной фиксации толщины ежегодно выпадаемого осадка. Существо вопроса
в том, что после отложения пыли из воздуха в снег, весной, после его стаивания, пыль
осаждается на листья прошлогоднего осеннего листопада. В это время, до первого дождя,
можно установить визуально состав и толщину слоя пыли, а также отобрать пробы на
определение гранулометрического состава. После прохождения первого же дождя осадок
смывается с листьев в почву или уносится дождевыми струями по склонам древнеэолового
рельефа в понижения и западины, где отделить его уже невозможно. Поэтому результаты
накопления пыли за зиму можно определить только весной в течение одной-двух недель
апреля. На основе записей в полевых дневниках получены значения мощности эолового
60
Таблица 2
Мощность эолового осадка в зоне пыли
Расстояние от бровки склона
террасы, м
Мощность осадка в среднем
за год, мм
Мощность осадка за 10 лет после
приведения к плотности песков, мм
180-330
1,3
4,3
330-480
1,1
3,7
480-850
0,8
2,7
850-1600
0,5
1,7
1600-2600
0,3
1,0
осадка, приведенные в табл. 2. Налет пыли толщиной менее 0,5-0,3 мм простирался более
чем на 3 км в глубь террасы от ее склона, но отобрать здесь пробы на определение
гранулометрического состава было уже практически невозможно.
Указанные среднегодовые значения толщины слоя в изученной зоне характеризуют
осадок весьма рыхлого сложения. Для того, чтобы выполнить корректные расчеты,
необходимо привести плотность новообразованного осадка к плотности эоловых песков в
уступе террасы, среднее значение которой, по данным исследований, равно 1,50 г/см3. Так
как определить плотность выпавшего в зоне пыли осадка практически невозможно, то оно
ориентировочно принимается как 0,5 г/см3. На основе соотношения плотности эоловой
пыли и плотности песков у склона террасы получены скорректированные значения
толщины осадка, выпавшего за 10 лет в зоне пыли.
Определение количества эолового осадка на поверхности террасы проведено по створу,
нормальному к уступу террасы. Ширина полосы опробования 1 м. В связи с тем, что
гранулометрический состав эолового осадка в глубь террасы постепенно изменяется, в
данной полосе нами выделены семь участков-блоков, имеющих разную протяженность. В
каждом из них определен средний гранулометрический состав осадка, а также объемы и
распределение по фракциям. После расчетов объемов по блокам найден общий объем
осадка и его распределение по фракциям. Все эти данные приводятся в табл. 3. Как видно из
таблицы, общий объем эолового осадка в метровой полосе на протяжении 2600 м от уступа
террасы составил за 10 лет 69,87 м3. Так же можно проследить изменение грануло¬
метрического состава осадка по направлению преобладающих зимних ветров. Здесь
наблюдается уменьшение количества песков: среднезернистых (0,5-0,25 мм) от 14,5 до долей
процента, мелкозернистых (0,25-0,1 мм) от 69,4 до 8,2%. Количество тонкозернистой
фракции (0,1-0,05 мм), наоборот, увеличивается в этом направлении от 10,2 до 22-44%. Для
пылевато-глинистых фракций отмечается еще более четко выраженное увеличение их
количества в глубь террасы: крупной пыли (0,05-0,01 мм) от 2,4 до 38,6%, мелкой пыли
(0,01-0,005 мм) от 1,2 до 13,2%, глинистых частиц (мельче 0,005) от 2,2 до 15,9%. Высокое
содержание глинистых частиц характерно для дальних от уступа террасы блоков с мини¬
мальными объемами эолового материала. Общее содержание глинистых частиц (2,33 м3) от
общего объема осадка (69,87 м3) составляет 3,3%. Это превышает содержание этой фракции
в развеваемой толще всего на 1,9% и является, как будет показано ниже, следствием
выветривания зерен песка.
Для определения отношения количественного содержания различных фракций в от¬
ложенных эоловых осадках к таковому в развеваемых песках необходимо суммарный объем
(69,87 м3) распределить по фракциям развеваемых отложений. Но развеваемые отложения
склона включают несколько различных по составу пачек, т.е. можно определить лишь
осредненный гранулометрический состав всей толщи. Кроме того, уступ всегда пред¬
ставляет собой относительно ровную поверхность и следов ежегодного зимнего развевания
не видно. Поэтому рассмотрим три возможных варианта развевания.
Первый - когда формируется "призма" обрушения с постепенно уменьшающейся мощ¬
ностью слоя вниз по склону, выклинивающаяся к границе развевания. Границей развевания
этого, как и других вариантов, будем считать кровлю осыпей (около 50 м ниже бровки
склона), где, согласно замерам скоростей ветров, отмечается зона затишья, вследствие чего
эта часть склона обычно прикрыта зимой снегом. Недостатком этого варианта является
относительно большое участие в развевании древнеэоловых песков из верхней части
склона, не содержащих пылеватых и глинистых частиц, и, таким образом, как бы уменына-
61
Таблица 3
Гранулометрический состав и объемы эолового осадка за 10 лет (1959-1969 гг.)
№ блока,
расстояние от
бровки склона
террасы, м
Длина
блока,
м
Средняя
мощ¬
ность
осадка, м
Объем
осадка,
м3
Едини¬
цы
измере
ния
Фракции, мм
Коли¬
чество
определе¬
ний
1-0,5
0,5-0,25
0,25-0,1
0,1-0,05
0,05-0,01
0,01-Д, 005
<0,005
гранулометрический состав и объемы
I
30
1,18
35,4
%
0,1
14,5
69,4
10,2
2,4
1,2
2,2
13
0-30
м3
0,04
5,13
24,57
3,61
0,85
0,42
0,78
II
150
0,20
30,00
%
0,1
10,1
59,1
19,4
5,9
1,9
3,5
9
30-180
м3
0,03
3,03
17,73
5,82
1,77
0,57
1,05
III
150
0,0043
0,65
%
-
4,5
40,3
30,7
14,7
3,7
6,1
10
180-330
м3
-
0,03
0,26
0,20
0,10
0,02
0,04
IV
150
0,0037
0,56
%
-
0,2
21,7
44,3
21,9
4,7
7,2
6
330-480
м3
-
-
0,12
0,25
0,12
0,03
0,04
V
370
0,0027
0,99
%
-
0,5
21,3
30,2
28,5
7,6
11,9
11
480-850
м3
-
-
0,21
0,30
0,28
0,08
0,12
VI
750
0,0017
1,27
%
-
1,8
18,2
25,3
35,3
8,6
10,8
5
850-1600
м3
-
0,02
0,23
0,32
0,45
0,11
0,14
VII
1000
0,0010
1,00
%
-
-
8,2
24,1
38,6
13,2
15,9
4
1600-2600
м3
-
-
0,08
0,24
0,39
0,13
0,16
Всего
69,87
м3
0,07
8,21
43,20
10,74
3,96
1,36
2,33
Гранулометрический состав и объемы развеваемых отложений по фракциям
Таблица 4
Показатели
Фракции, мм
Общий
1-0,5
0,5-0,25
0,25-0,1
0,1-0,05
0,05-
0,01
0,01-
0,005
<0,05
объем, м3
Содержание, %
1,2
26,9
51,5
16,0
1,7
1,3
1,4
Объемы, м3
0,84
18,79
35,98
11,18
1,19
0,91
0,98
69,87
Отношение объемов
эоловых осадков к
развеваемым, %
8
44
120
96
333
149
238
ется доля этих частиц в развеваемых отложениях. Объемы развевания древнеэоловых и
перигляциальных песков в этом варианте почти одинаковы (1:1).
В качестве второго варианта рассмотрен случай, когда развевание идет более или менее
равномерно по всему склону, т.е. как бы в форме плоскостной дефляции. В связи с этим
увеличивается доля пылеватых и глинистых частиц в развеваемых отложениях, так как
отношение развеваемых объемов древнеэоловых и перигляциальных песков в этом ва¬
рианте составляет 1,5:3,5.
Третий вариант предполагает очаговое развевание произвольной формы, но только в
пределах пачки перигляциальных песков. Он мало вероятен, но его необходимо рас¬
смотреть, так как при этом происходит максимально возможное участие в развевании
пылеватых и глинистых частиц.
Для определения объемов по фракциям развеваемого грунта в третьем варианте взят
гранулометрический состав перигляциальных песков из табл. 1. Для двух первых вариантов
были найдены средний (вариант 1) и средневзвешенный (вариант 2) гранулометрические
составы, исходя из отмеченных выше соотношений объемов двух пачек. Суммарные
объемы для всех вариантов одинаковы - 69,87 м3.
На основании изложенного определены объемы по фракциям и проведены сопоставле¬
ния суммарного объема эолового осадка по фракциям (табл. 3) с соответствующими
объемами развеваемых песков. В результате этого выявилось, что во всех вариантах
максимальное относительное увеличение объема эолового осадка относится к фракции
крупной пыли. В порядке рассмотренных вариантов развевания они составили 471; 333 и
236%. Принципиальное значение имеет последний показатель относительного количества
крупной пыли, превышающий ее количество в развеваемых песках более чем в 2 раза и
доказывающий бесспорность выветривания в ходе дефляции, так как в третьем варианте
обеспечивалось бы максимальное участие в развевании перигляциальных песков, со¬
держащих пылеватые и глинистые частицы. Но этот вариант рассмотрен лишь для
доказательства этого предположения и, по существу, не является объективным, так как не
учитывает участия в развевании древнеэоловых песков. С учетом высказанных выше
замечаний в отношении первого варианта развевания, наиболее объективным надо считать
второй вариант. Поэтому дальнейшие расчеты и сопоставления приведем для него (табл. 4).
Важнейшей особенностью, как уже отмечено, является повышенное (более чем в 3 раза -
333%) содержание фракции крупной пыли в эоловом осадке по сравнению с развеваемыми
песками. Менее значительные превышения отмечаются для фракций мелкой пыли (149%) и
глинистых частиц (238%). В абсолютном исчислении, как следует из разности объемов
эолового осадка (табл. 3) и развеваемых отложений (табл. 4), прирост количества пыле¬
вато-глинистых частиц составил 4,57 м3 (в том числе крупной пыли 2,77 м3), т.е. 60,6%.
Соответственно общее количество пылевато-глинистых частиц в эоловом осадке уве¬
личилось до 7,65 м3, что составляет 11% от всего осадка. В развеваемых отложениях доля
пылевато-глинистых частиц составляла 4,4% (табл. 4).
Для песков картина несколько иная. Доля участия в развевании крупно- и сред¬
незернистых песков небольшая (8 и 44%), что вполне объясняется затрудненностью их
переноса из-за крупности частиц. Для мелкозернистых песков, наоборот, установлено
увеличение их количества по отношению к развеваемым осадкам до 120%, что со¬
ответствует увеличению объема на 7,22 м3. Большое количество перенесенных ветром
63
частиц этого песка объясняется тем, что они слагают самую верхнюю часть склона,
наиболее подверженную дефляции. Для тонкозернистого песка отмечается почти полное
совпадение объемов в развеваемых и переотложенных ветром осадках.
Приведенные данные показывают, что достаточно резкое расхождение количества
отложенных ветром пылевато-глинистых частиц, в особенности, крупной пыли, с
содержанием их в исходных песках можно объяснить только выветриванием зерен песка с
последующим их дроблением.
С целью подтверждения этого вывода на основе определенных объемов эолового осадка
был проведен расчет гипотетического гранулометрического состава развеваемой толщи
при условии отсутствия выветривания зерен песка. В данном случае установленное в
эоловом осадке количество пылеватых и глинистых частиц (табл. 3) необходимо полностью
отнести за счет развевания перигляциальных песков, так как древнеэоловые пески этих
фракций не содержат. В итоге получился бы абсурдный результат, так как количество
глинистых частиц (2,33 м3), отнесенное к объему перигляциальных отложений
3 5
(69,87 X -^— = 48,91 м3), составило бы 4,8%, т.е. вся перигляциальная пачка представляла бы
супесь, что противоречит действительности.'
Помимо приведенного сопоставления, необходимо рассмотреть еще два вопроса,
связанных с дефляцией на склоне в зимних условиях, подтверждающих изложенное выше.
Первый из них связан с образованием осыпи при дефляции. Из сопоставлений по пескам
(табл. 4) видно неполное развевание наиболее крупных песков: крупнозернистых - 8%,
среднезернистых - 44%. Разумно предположить, что недостающие до 100% доли этих фрак¬
ций поступили в осыпь. Поскольку образование осыпи на склоне террасы явление
кратковременное, появляющееся при дефляции зимой и переформирующееся при подмыве
берега в паводок, логично пользоваться для оценки среднегодовыми показателями объе¬
мов. Абсолютное количество материала в осыпи определяется по разности среднегодовых
объемов развеваемого грунта (табл. 4) и эоловых осадков (табл. 3) и равно для
крупнозернистых песков 0,077 м3, а для среднезернистых - 1,058 м3, что в сумме составляет
14% от переработанного зимой общего объема песков (6,987 + 1,135 = 8,122 м3). Из
приведенных расчетов видна весьма высокая доля развевания и выноса на террасу
материала по отношению к его общему объему, переработанному ветром (76% или 0,76).
Этот показатель (коэффициент дефляции) объясняется тем, что ветер является мощным
фактором дефляции зимой. Влияет ли осыпание материала на количество пылевато¬
глинистых частиц в эоловом осадке? Прямых признаков этого нет. Казалось, такое влияние
может проявляться косвенно, через изменение гранулометрического состава. Поэтому был
проведен перерасчет состава и объемов осадка по двум первым блокам, где имеются, как и
в осыпи, среднезернистые пески. При этом условно осыпь была включена в состав эолового
осадка. За счет увеличения количества среднезернистого песка было получено небольшое
уменьшение процентного состава пылевато-глинистых частиц. Но при распределении
завышенного за счет материала осыпи объема осадка количество пылевато-глинистых
частиц осталось прежним или даже повышенным. Это указывает на то, что содержание этих
частиц не зависит от объема формируемой у подножия осыпи.
Второй вопрос также касается достоверности установленных объемов пылевато¬
глинистых частиц в эоловом осадке. Проведенное сопоставление количества крупной пыли
в эоловом осадке с необходимым объемом развеваемых песков на склоне при пред¬
положении, что выветривания зерен песка не существует, тоже подтверждает наши выводы.
Приведем расчет для среднегодовых значений.
Для этого полученный в эоловом осадке среднегодовой объем крупной пыли - 0,396 м3
(табл. 3) - разделим на количество этих частиц в 1 м3 развеваемой толщи (согласно табл. 4
оно составляет 1,7%, или 0,017 м3). В результате получим объем переработанного ветром
грунта - 23,3 м3. Вычтем из него установленные ранее 14%, вошедшие в осыпь (3,3 м3). В
итоге количество вынесенного на террасу эолового осадка составило бы 20 м3. Эта
величина в 2,9 раза превышает фактическое среднегодовое количество эолового осадка
(6,9 м3), что служит доказательством нереальности принятого предположения об отсутствии
выветривания. Также это привело бы к искаженным (завышенным почти в 3 раза) объемам
переформирования отложений на склоне и скорости отступания бровки склона, так как
количество вынесенного на поверхность террасы эолового осадка находится в определен¬
ном соотношении с количеством грунта, переработанного ветром и волнами водохрани¬
лища [7]. Отметим, что по фактическим данным, объем перерабатываемого ветром и
64
волнами водохранилища грунта в полосе склона шириной 1 м составляет за год 55-65 м3, а
отступание бровки террасы - 0,5-1 м/год [7]. Нетрудно представить, что превышение этих
показателей почти в 3 раза повлекло бы весьма внушительные обрушения на склоне,
несопоставимые с существующими.
Таким образом, все перечисленное подтверждает вывод о том, что высокое содержание
пылевато-глинистых частиц в эоловом осадке - результат не только развевания песков, но
и, главным образом, их выветривания с дроблением зерен песка преимущественно до
фракции крупной пыли (0,05-0,01 мм), частично мелкой пыли (0,01-0,005 мм) и глинистых
частиц (мельче 0,005 мм).
В связи с изложенным выше необходимо обратить внимание на весьма уникальные
условия механического и морозного выветривания зерен песка в уступе террасы.
Склон, подрабатываемый весной в паводки волнами водохранилища, имеет крутизну
больше угла естественного откоса (до 40-45°), южную экспозицию и открыт преобладаю¬
щим зимой наиболее сильным ветрам. Это обусловливает отсутствие снега на склоне в
течение почти всей зимы или наличие его периодического кратковременного покрова,
нередко лишь в виде отдельных очагов. Важным фактором является и то, что скорость
ветра при преодолении склона возрастает в 2-2,5 раза, вследствие чего и происходит вынес
снега совместно с песком на поверхность террасы [7]. Южная экспозиция обусловливает
значительный солнечный прогрев склона даже при сильных морозах (минус 20-25°),
сопровождающийся, по терминологии Дюнина [8], "парниковым" эффектом: лучи солнца,
проникая сквозь тонкий слой снега, прогревают песок и тем обеспечивают оттаивание
поверхности склона [8]. Значения температуры склона на глубине до 5-10 см в этом случае
[9] изменяются в течение суток от плюсовых днем до значительных отрицательных в
ночное время, а влажностный режим грунта - от жидкой влаги в виде пленок воды до
расклинивающих зерна песка кристаллов льда [10]. Ежесуточное повторение действия этих
факторов на протяжении зимы, по нашему мнению, и приводит к выветриванию зерен
песка. В облачные дни морозное выветривание под влиянием суточного изменения
температуры также имеет место, но, видимо, в меньших масштабах.
Однако парадоксально то, что несмотря на изложенное выше, в самом уступе не
обнаружены признаки и результаты морозного выветривания. Сопоставления грануло¬
метрического состава отложений, выходящих на склоне, с составом этих же отложений в
скважинах, пробуренных вдали от бровки террасы, показывают однотипность их состава и,
в частности, одинаковое содержание в грунте пылеватых и глинистых частиц. Поэтому
неизбежно напрашивается вывод о том, что заключительная стадия выветривания -
дробление зерен песка - происходит в воздухе.
Указания на явление дробления зерен песка в воздухе при положительных температурах
в пустынях при кристаллизации солей из порогового раствора приводятся в работе Кригера
[5]. В связи с этим необходимо отметить, что в нашем случае песчаные частицы, еще будучи
на склоне, подвергались интенсивному морозному выветриванию и, таким образом,
ослаблены и подготовлены для дробления в ветровом потоке. Для подтверждения этого
отметим, что кварциты в природной обстановке после 25-кратного промораживания
снижают временное сопротивление раздавливанию на 25% [11].
Как отмечалось выше, ветер, преодолевая уступ террасы, усиливается в 2-2,5 раза и
представляет собой в итоге, даже в случае умеренной начальной скорости, ураганный поток
невероятной силы, насыщенный большим количеством песка и снега. Но, поскольку
песчинки предварительно подверглись на склоне выветриванию, то они ослаблены и при
соударении друг с другом распадаются на части. В этом процессе принимают участие и
снежные зерна, которые по существу состоят из ледяных кристаллов. По прочности лед
соизмерим со скальными породами. В литературе отмечается, что твердость льда резко
повышается с понижением температуры. При -1° она равна 1,5 (тверже графита), а при -40°
равна 4 (тверже мрамора). Для мгновенных нагрузок лед представляет собой упругое тело
[12]. По другим источникам [1], мелкие частицы снега и льда по прочности сопоставимы с
силикатами. Таким образом, отмечается взаимное сближение прочности зерен кварцевого
песка и льда: уменьшение прочности песчинок в результате морозного выветривания и
упрочнение кристаллов льда в результате действия низких температур.
Столкновение кристалликов льда, образующих снежинки, с зернами песка, как и зерен
песка между собой, наибольший эффект дает при наиболее сильных ветрах. Поэтому
количество образующейся в воздухе крупной пыли, как и более мелких частиц, переменно и
зависит от скорости и повторяемости ветров. Для подтверждения этого приведем
следующие данные.
3 Геоморфология, № 3
65
Таблица 5
Абсолютный прирост пылеватых и глинистых частиц в зависимости от интенсивности ветров (м3)
Фракции
Ветры
слабые
средние
сильные
Крупная пыль
0,017
0,28
0,37
Мелкая пыль
0,005
0,05
0,07
Глинистые частицы
0,008
0,13
0,15
Во-первых, рассмотрим зависимость прироста количества крупной пыли от интен¬
сивности ветров. Для выявления этой зависимости дополнительно к установленным
объемам эолового осадка за 10 лет (табл. 3) были проведены аналогичные расчеты за три
года при крайних значениях интенсивности зимних южных ветров: проанализированы
осадки за три года наиболее сильных ветров (средняя скорость 5,9 м/с, повторяемость в
среднем 96 раз за сезон) и за три года слабых ветров (средняя скорость 4,8 м/с, пов¬
торяемость 63 раза). Данные о скорости и повторяемости ветра были получены в гидро¬
метеорологической обсерватории г. Тольятти, площадка наблюдений которой находилась
на высокой террасе вблизи от створа наших наблюдений.
Нет необходимости повторять методику расчета, подробно изложенную при установ¬
лении объемов осадка за 10 лет. Отметим только, что суммарная толщина осадка за три
года в зоне осаждения пыли, приведенная к плотности песков, для сильных ветров
составила 1,8-0,6 мм, для слабых ветров - 0,2-0,12 мм, причем для последних опробование
проводилось не далее 600 м от уступа террасы. Показатели для ветров средней интен¬
сивности определены как среднегодовые из табл. 3. В результате получены объемы эо¬
лового осадка для ветров различной интенсивности: 0,56; 6,98 и 8,07 м3. Объемы абсо¬
лютного прироста пылеватых и глинистых частиц за год приведены в табл. 5. Из
приведенных данных видно, что для крупной пыли отмечается наибольшее увеличение
абсолютного прироста в зависимости от интенсивности ветров. Для мелкой пыли и гли¬
нистых частиц увеличение небольшое.
Показательным является относительный прирост этих фракций к общему объему
осадка, указывающий на зависимость их количества от интенсивности ветров. Данные
относительного прироста пылеватых и глинистых частиц осадка (в %) приводятся на рис. 2 в
виде графиков. Из рисунка видна почти прямая зависимость увеличения относительного
прироста крупной пыли от интенсивности ветров. Значения ее в порядке увеличения
интенсивности ветров составляют 3,0, 4,0 и 4,6%. Для мелкой пыли и глинистых частиц
увеличения относительного прироста в зависимости от интенсивности ветров не отме¬
чается. Для них оно почти постоянно и не превышает для глинистых частиц 1,8%, для
мелкой пыли составляет менее 1%. Из изложенного следует, что общее увеличение от¬
носительного прироста всех этих фракций (кривая 4) определяется увеличением количества
крупной пыли при возрастании интенсивности ветров.
Во-вторых, существует обратная зависимость крупности зерен эолового осадка в зоне
пыли от интенсивности ветров. Эта зависимость была отмечена ранее [13], но объяснение
причин ее было неполным, так как оно увязывалось только с составом исходных для
развевания песков без сопоставления объемов осадков по фракциям. Суть вопроса в
следующем. При сопоставлении крупности зерен осадка, отложенного слабыми и сильными
ветрами на одинаковых расстояниях от уступа террасы (300-600 м), выявилось, что осадок
слабых ветров представлен более крупными зернами - тонкозернистым песком, а сильных
ветров - мелкими - крупной пылью. В упомянутой статье это четко видно по кумулятивным
кривым гранулометрического состава на расстоянии 300, 400 и 600 м от уступа террасы для
зимних сезонов 1961-1962 гг. (сильные ветры) и 1963-1964 гг. (слабые ветры). Такая
необычная зависимость крупности частиц эолового осадка от скорости ветров объясняется
тем, что при сильных ветрах увеличивается количество частиц крупной пыли в результате
дробления песчаных зерен. При массовом образовании ее происходит насыщение ветрового
потока пылью, ослабление его скорости и осаждение пыли на поверхности террасы вблизи
от уступа.
66
Рис. 2. Зависимость среднегодового относительного прироста
пылеватых и глинистых частиц от интенсивности ветров.
1 - крупная пыль, 2 - мелкая пыль, 3 - глинистые частицы,
4 - сумма этих фракций. Интенсивность ветров: 1 - слабые,
2- средние, 3 - сильные
Приведенные в статье данные об особенностях
дефляции на склоне и проведенных сравнениях
эолового осадка с развеваемыми отложениями по
фракциям гранулометрического состава объясняют
образование крупной пыли и в меньшем объеме
мелкой пыли и глинистых частиц в результате
морозного выветривания зерен песка на склоне с по¬
следующим дроблением его в ветровом потоке.
Масштабы этого явления в современных условиях
невелики, но сам факт существования подобного
явления позволяет говорить о возможности транс¬
формации его результатов на более суровые усло¬
вия климата последнего ледникового времени, когда
происходило формирование основных толщ лёсса.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Кригер Н.И. Лёсс, его свойства и связь с географической средой. М.: Наука, 1965. 296 с.
2. Горецкий Г.И. Формирование долины р. Волги в раннем и среднем антропогене. Аллювий Пра-Волги.
М.: Наука, 1966. 412 с.
3. Москвитин А.И. Четвертичные отложения и история формирования долины р. Волги в ее среднем
течении. М.: Изд-во АН СССР, 1958. Тр. ГИН. Вып. 12. 211 с.
4. Ключарев Н.И. О рельефе и строении эоловых песков на Жигулевском левобережье Волги //
Геоморфология. 1975. № 3. С. 59-65.
5. Кригер Н.И. Лёсс. Формирование просадочных свойств. М.: Наука, 1986. 132 с.
6. Минервин А.В. Моделирование условий формирования крупнопылеватых частиц лёссовых пород // Инж.
геология. 1980. № 1. С. 51-60.
7. Ключарев Н.И. Условия дефляции на склоне высокой террасы Волги у г. Тольятти // Геоморфология.
1997. № 3. С. 63-68.
8. Дюнин А.К. В царстве снега. Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1983. 161 с.
9. Коломенский Н.В. Методические указания по изучению процессов выветривания горных пород для
инженерно-геологических целей. М.: Госгеолтехиздат, 1952. 68 с.
10. Черняховский А.Г. Климатическая зональность элювиального процесса // Процессы континентального
литогенеза. М.: Наука, 1980. Тр. ГИН АН СССР. Вып. 350. С. 28-59.
11. ЛаперЬин В.К., Тржинский Ю.В. Экзогенные геологические процессы и сели Восточного Саяна.
Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1977. 104 с.
12. Хромов С.П., Мамонтова Л.И. Метеорологический словарь. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. 568 с.
13. Ключарев Н.И. Зависимость гранулометрического состава эоловых осадков от скорости ветра и
сложения развеваемой толщи // Изв. АН СССР. Сер. геогр., 1977. № 4. С. 101-105.
Самарагидропроект Поступила в редакцию
26.05.97
LOESS DUST UPRISING IN THE PROCESS OF SLOPE DEFLATION
N.I. KLYUCHAREV
Sum m a г у
While gravitational processes on slopes occur during warm period, deflation takes place in winter. It makes possible
to correlate eolian deposits with deflated material by granulometric composition. Coarse dust, to lesser extent thin dust,
and clay particles appear due to frost weathering of sandy grains on the slope and their fragmentation in the windblast.
The amount of eolian particles depends on intensity of wind.
3*
67
УДК 551.432.2(235.222)
© 2000 г. И.С. НОВИКОВ
МОРФОТЕКТОНИКА ЗОНЫ ПЕРЕХОДА ОТ АЛТАЯ
К ЗАЙСАНСКОЙ ВПАДИНЕ1
Введение
Алтайские горы представляют собой крупную горную систему, вытянутую в северо-
западном направлении более чем на 1500 км. На юго-востоке ее продолжает цепь хребтов
Гобийского Алтая, протянувшаяся еще на 750 км. Горная система Алтая клиновидно
расширяется к северо-западу. Ее ширина увеличивается более чем на порядок в направле¬
нии с ЮВ на СЗ. Северное окончание Алтая образовано системой из более чем десяти
веерообразно расходящихся хребтов, имеющих простирание от юго-западного до северного
- северо-восточного. Наиболее возвышенная северная часть Алтая носит название Горного
Алтая. Западная периферия этой части горной системы значительно ниже и называется
Рудным Алтаем. Между ним и собственно Горным Алтаем отсутствует четко выраженная
орографическая граница. Для северного окончания Алтая в целом характерно прерывистое
снижение высотных отметок в направлении на север, северо-запад и юго-запад.
Горные сооружения Алтая возникли в кайнозое на месте мелового пенеплена. В ходе
кайнозойского орогенеза пенеплен в пределах развивающихся горных сооружений был в
значительной степени (но не полностью) уничтожен эрозией. Кора выветривания сохра¬
нилась в периферических частях горной страны, недавно вовлеченных в воздымание, либо
под слоем осадков во впадинах обрамления [1, 2]. В качестве основного набора элементов
горного рельефа региона традиционно выделяются зоны линейного коробления, представ¬
ляющие собой цепи высоких хребтов-сводов и разделяющих их узкие межгорные впадины
[3] . Детальные работы в пределах Юго-Восточного Алтая показали, что в формировании
горного рельефа здесь проявлены как сводовые, так и разрывные деформации. Сводовые
деформации предшествовали по времени разрывным. Последние в настоящее время
преобладают и во многих местах сильно изменили первичные вытянутые своды. Морфо¬
логически в современном рельефе малоизмененные остатки сводов проявлены плоско¬
горьями, а там, где они преобразованы разрывными нарушениями, развиты горные хребты
[4] . Все имеющиеся сведения о характере новейших разломов, ограничивающих зоны
линейного коробления на Алтае, указывают на их падение под хребты. Это прямо
свидетельствует о дроблении литосферы в результате раздавливания под действием гори¬
зонтального сжатия. Процессы горизонтального скольжения под воздействием сжатия
могут принимать катастрофический характер, как это случилось в 1957 г. во время мощ¬
ного землетрясения, когда хребты Гобийского Алтая разом были приподняты и испытали
горизонтальные смещения к юго-востоку [5]. Мощное Зайсанское землетрясение 1990 г.,
которое было самым крупным на территории всего Рудного и Горного Алтая за истори¬
ческий период, также связано с подвижками по разлому, падающему под горные соору¬
жения Алтая и протягивающемуся вдоль его юго-западной границы [6].
После работ Молнара и Тапонье [7, 8] горизонтальные перемещения литосферных бло¬
ков в кайнозойское время и Центральной Азии и на Алтае в частности принято объяснять
как следствие сближения литосферных плит Индостана и Евразии и сжатия между ними
системы микроплит. Исследования последних лет в пределах юго-восточного окончания
горных сооружений Алтая также подтвердили, что основным механизмом формирования
горной системы в целом и отдельных ее хребтов является выдавливание клиновидных в
разрезе блоков на фоне общего сжатия [9, 10]. Подобные структуры описаны в юго-
восточной части Горного Алтая [11]. Морфотектоническое строение юго-западной границы
Рудного Алтая, как границы всей горной системы, представляет особый интерес.
Рассматриваемая территория включает в себя южную часть горных сооружений Алтая и
примыкающую часть Зайсанской впадины. Она включает все характерные элементы зоны
переходы от гор к краевому прогибу. Северную и южную границу района образуют
параллели 48°40' и 48°00', а западную и восточную - меридианы 84°00' и 86°00'.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке INTAS (код проекта 93-134) и проекта ВМТК "Рельеф"
ОИГГМ СО РАН.
68
В орографическом отношении территория отчетливо делится на три субширотных зоны.
Север занимают горные сооружения хребтов Курчумского, Асутау и Матобай с абсолют¬
ными высотными отметками в диапазоне 1700-2250 м. Полоса мелкосопочного рельефа,
отделенная от горных сооружений системой уступов, имеет абсолютные высоты 700-1150 м.
Всю южную часть территории занимает слабонаклонная равнина. Она отделена от полосы
мелкосопочника отчетливым невысоким уступом. Абсолютные высоты равнины вблизи ее
границы с мелкосопочником около 500 м, в южном направлении они ступенчато снижаются
до 400 м. Вдоль южной границы территории протянулась цепочка холмов с относительным
превышением от 100 до 300 м, осложняющих поверхность равнины (Шакельмес, Караберик,
Жуанкара, Ушкара, Керши, Ащитас).
Вся гидросеть района относится к бассейну Иртыша. Верховье Иртыша носит название
Черный Иртыш. Он протекает с востока на запад вдоль южной границы территории и
впадает в озеро Зайсан. Самый крупный приток Черного Иртыша - Кальжир - берет начало
в озере Маркаколь, расположенном в северной части района (уровень воды 1447 м) и пе¬
ресекает все орографические элементы территории в направлении с севера на юг. Осталь¬
ные водотоки территории также берут начало в горах ее северной части. Из них только
Аккабек и Бельозек достигают Черного Иртыша, а остальные (Калгаты, Такыр и др.) те¬
ряются в пределах засушливой равнины. Помимо озер Зайсан и Маркаколь в западной
части района в пределах равнины и мелкосопочника развиты многочисленные мелкие озе¬
ра. Все они занимают денудационные понижения м рельефе и являются бессточными. Вода в
них соленая. У подножий уступов, отделяющих горы от мелкосопочника, а мелкосопочник
от равнины, бьют многочисленные пресноводные источники.
Рассмотренная территория характеризуется очень слабым развитием растительного
покрова. Это связано с резко континентальным климатом (до -40°С зимой и до +45°С
летом) и малым количеством осадков (250 мм на равнине и 350 мм в горах). Лесная
растительность практически отсутствует (исключение - берега Черного Иртыша и озера
Маркаколь). Основная часть района покрыта полупустынно-степной растительностью и
только наиболее высокие горы - альпийскими лугами.
Методика выделения геоморфологических элементов
Слабое развитие растительного покрова в пределах территории наряду с низкой сте¬
пенью эрозионной расчлененности большей ее части обеспечивают высокую информа¬
тивность космических снимков при морфотектоническом и геоморфологическом изучении.
Характер исследований, базирующихся на топографических материалах масштаба
1 : 200000, не всегда позволяет выделять элементарные поверхности рельефа, которые
служат основой для детального морфотектонического анализа. Соотношение морфологии
рельефа, отображенной на топографической основе и космических снимках, с геологи¬
ческим строением позволило однозначно определить генезис всех выделенных типов
рельефа. Поэтому при описании и анализе рельефа мы от морфологических сразу пере¬
ходим к генетическим категориям.
Использование космических снимков SPOT позволило провести границы между релье¬
фом разных типов с большей степенью точности. Это значительно повышает достовер¬
ность выводов, сделанных в результате анализа геоморфологического строения терри¬
тории. Для выявления точного расположения уступов в рельефе, фиксирующих новейшие
тектонические нарушения по разломам, применялось совмещение модели высот рельефа со
снимками SPOT. Изучение полученной модели в разных проекциях позволило выделить
тектоногенные уступы, связанные с разломами с небольшими вертикальными амплитудами
перемещения, которые плохо дешифрируются на топографической основе.
Выделенные нами типы рельефа появились в результате морфотектонической эволюции
в кайнозойское время. Наиболее древние элементы имеют докайнозойский возраст - это
сохранившиеся от расчленения участки поверхности выравнивания, формирование которой
завершилось в начале мела. Каждый из выделенных типов рельефа характеризуется зако¬
номерным сочетанием морфологических (общего уклона, микрорельефа и особенностей
расчлененности) и геологических характеристик (тип геологических образований, в кото¬
рых выработан или которыми сложен рельеф) и, как следствие, характерными оптическими
свойствами, которые связаны, наряду с рельефом и геологией, еще и с развитием рас¬
тительного покрова.
69
Геоморфологический анализ
В геоморфологическом отношении рассматриваемая территория была достаточно хоро¬
шо изучена Ю.П. Селиверстовым в 50-е годы при проведении геологической съемки мас¬
штаба 1:20000 [12, 13 и др.]. Последующие исследования не добавили ничего принципиально
нового ни в схему геоморфологического строения района, ни в выявление механизмов
формирования горных сооружений. Основным источником тектоногенного преобразования
рельефа признавались исключительно дифференцированные вертикальные подвижки. Даже
интенсивные пликативные дислокации кайнозойских отложений, развитые практически на
всем протяжении юго-западной границы горного обрамления Зайсанской впадины,
сформировавшиеся в результате надвигания горных сооружений на впадину, объяснялись
гравитационным расседанием горных сооружений в ходе их роста [2].
Всю южную часть рассматриваемой территории занимает наклонная равнина (рис. 1). От
горных сооружений севера она отделена отчетливыми уступами с относительной высотой
до 200 м. Абсолютные высоты равнины вблизи уступов 430^180 м, а вблизи озера Зайсан и
Черного Иртыша около 410 м. Эта равнина выработана в слабодислоцированных палеоген-
неогеновых отложениях. Равнина имеет абразионное происхождение. Об этом свидетель¬
ствует наличие в ее пределах террасовых уровней с относительными превышениями 10-
20 м одного над другим [13]. Выделяются первичные участки абразионной озерной равнины
(/mj), для которой характерно наличие чехла рыхлого галечного материала мощностью до
5-10 м. В результате денудации галечникового чехла образуются обширные участки, где на
поверхность выходят палеоген-неогеновые породы (/т2). Два этих подтипа поверхности
озерной равнины отчетливо различаются по фототону на снимках SPOT. Вдоль южной
границы территории прослеживается цепочка молодых тектонических выступов, морфо¬
логически представляющих собой плосковерхие возвышенности с относительными превы¬
шениями от 100 до 250 м. Наличие в центральных частях некоторых из них (горы Ша-
кельмес, Караберик, Жуанкара и др.) ядер палеозойских пород с падением палеоген-нео-
геновых образований в разные стороны от центра доказывает, что это горст-антиклинали,
возникновение которых связано с внедрением в кайнозойские отложения Зайсанской
впадины блоков палеозойского основания. В районах моноклинального падения кайно¬
зойских пород местами развит куэстовый рельеф, на многих участках преобладает рельеф,
образованный многочисленными эрозионными рытвинами.
До поднятия уровня озера Зайсан (из-за заполнения Бухтарминского водохранилища)
вдоль озера наблюдалась молодая озерная равнина с характерным пляжем, береговым
обрывом, береговыми валами и косами. В настоящее время большая часть этих элементов
затоплена, и озеро Зайсан (Бухтарминское водохранилище) почти везде непосредственно
граничит с древней абразионной равниной. В восточной части равнины наблюдается
перекрытие ее бугристыми песками, образующими обширное поле (lm + eol); большая часть
этой песчаной пустыни расположена на территории Китая, и лишь небольшие участки
пересекают пограничную реку Алкабек.
Вдоль крупных неотектонических поднятий в пределах равнины и по подножиям текто¬
нических уступов, отделяющих ее от горных сооружений севера, наблюдаются пролювиаль¬
ные шельфы увалистого облика (/?/). Ширина шлейфов составляет 4-6 км. Полоса про¬
лювиальных шлейфов прерывается сухими дельтами (а/ + /?/), расположенными в местах
выхода из гор наиболее крупных водотоков (Калгаты, Такыр, Кальжир). Эти дельты фик¬
сируют последний этап повышенного увлажнения территории, предшествующий нынешнему
засушливому периоду.
Вдоль всех крупных рек района развиты узкие полосы террасированных аллювиальных
равнин (al\). Аллювиальный комплекс обычно состоит из поймы и двух-трех террас высотой
2-5, 5-7, 10-15 м. Только у Черного Иртыша в масштабе карты можно выделить русло и
пойму (al\) с террасовым комплексом (а/2). На большей части территории долины врезаны
слабо. Лишь у Кальжира в горной части хорошо выработано ущелье с крутыми склонами
(al3), у остальных водотоков водораздельные поверхности полого снижаются к аллювиаль¬
ному комплексу, который отделен от них невысоким уступом.
Всю северную половину территории занимает денудационный рельеф, выработанный в
скальных породах палеозоя. Наиболее широко развит древний пенеплен, который является
исходным типом рельефа для всей рассматриваемой территории. В южной ее части он
погребен под палеоген-неогеновыми осадками и обнажается из-под них лишь на плоских
вершинах молодых поднятий. В северной части, в Курчумском горсте, в верховьях Кальжи-
70
Рис. 1. Неотектоническая схема северной части Зайсанской впадины и ее горного обрамления
Блоки палеозойского основания, испытавшие поднятие в ходе кайнозойской активизации: 1 - наиболее поднятые и расчлененные; 2 - умеренно приподнятые и
расчлененные; 3 - слабо приподнятые; 4 - мелкие блоки палеозойских пород, прорывающие кайнозойские осадки впадины; 5 - направление падения поверхности
пенеплена в пределах блоков; 6 - основные кайнозойские разрывные тектонические нарушения (цифрами показаны относительно приподнятые границы блоков и
вертикальная составляющая перемещения в м); 7 - кайнозойские бассейны седиментации в понижениях поверхности пенеплена и на месте относительно опущенных
блоков
ра и вдоль южного борта Маркакольской впадины пенеплен поднят на значительные
высоты. Здесь он расположен на высотах от 1500 до 2300 м, достаточно сильно расчленен,
изменен криогенными процессами (sd2). К югу от Маркакольской впадины он наклонен и
интенсивно расчленен эрозионными долинами (sd5). Высоко поднятые участки пенеплена
хорошо распознаются на снимках SPOT по наличию растительного покрова (в связи с
высокой степенью развития мелких эрозионных форм).
Наиболее хорошо древний пенеплен выражен в полосе между Зайсанской впадиной и
высокими горными сооружениями севера территории. Ширина полосы составляет от 20 до
40 км. Абсолютные высоты снижаются с востока на запад с 1250 до 600 м. Рельеф в этой
части территории имеет все признаки формирования в результате медленной площадной
денудации. Для него характерна хорошая препарировка геологической структуры. В
областях развития палеозойских осадочных и метаморфических толщ развит грядовый и
куэстовый микрорельеф. Относительные превышения гряд над межгрядовыми пониже¬
ниями не более 30^70 м (sd\). Для гранитных интрузий типичен хаотически-холмистый
микрорельеф (sd2) с относительными превышениями 50-60 м. Эти поверхности {sd\ и sd^)
практически лишены покрова рыхлых отложений, поэтому в их пределах отдельные
гранитные тела, пачки осадочных и метаморфических толщ легко распознаются на снимках
SPOT по фототону. Для поверхности выравнивания, развитой на гранитных массивах, харак¬
терны бессточные понижения, занятые озерами. На возвышениях широко распространены
причудливые формы выветривания в виде останцов и разнообразных ниш.
В пределах мелкосопочной поверхности выравнивания в приразломных впадинах
сохранились участки с палеоген-неогеновыми осадками sd4. Не исключено, что значи¬
тельная часть поверхности выравнивания на ранних этапах новейшего орогенеза являлась
частью впадины и перекрывалась кайнозойскими осадками. Лишь впоследствии древний
рельеф был "откопан" по мере вовлечения в поднятие. Это объясняет его невероятно
хорошую сохранность от расчленения. В восточной части территории имеются участки
мелкосопочного рельефа с абсолютными отметками 750-920 м, перекрытые мигрирующими
эоловыми песками (,sd\ + ed). Внешне они выглядят как огромные песчаные холмы с
относительными превышениями 300-400 м.
Тектоногенные уступы широко развиты на границах между впадиной и полосой
мелкосопочника, а также между мелкосопочными горными сооружениями севера терри¬
тории. Как правило, это четко выраженные склоны с крутизной 20-30° (slt\)t реже они силь¬
но расчленены и представлены полосами рельефа типа "бедленд" (slt2)- Относительная вы¬
сота уступов составляет от 100 до 400 м, реже (на границах Курчумского блока) она может
достигать 500-700 м. Помимо крупных тектоногенных уступов в пределах поверхности
мелкосопочника среднего яруса рельефа встречаются более мелкие уступы с относи¬
тельной высотой до 100 м, они фиксируют подвижки по разломам СЗ и СВ простирания.
Соотношение геологического строения с рельефом
и его отображение на дистанционных материалах
В геологическом отношении территория отчетливо делится на две части. Южная - это
собственно впадина, выполненная кайнозойскими осадками, которые отчетливо связаны с
характерными элементами рельефа. Большинство элементов рельефа южной части
аккумулятивные, они сложены полностью сингенетичными отложениями (пролювиальные
шлейфы, аллювиально-пролювиальные конусы выноса, аллювиальные элементы долин).
Денудационно-аккумулятивная озерная равнина также перекрыта тонким чехлом озерных
осадков. Дочетвертичные кайнозойские отложения связаны либо с тектоническими
выступами в пределах озерной равнины, либо с эрозионными окнами. Благодаря различию
в окраске поверхностных отложений и в составе растительности, которая чутко реагирует в
засушливом климате на изменения в литологии, все геологические и геоморфологические
элементы южной части территории хорошо дешифрируются на дистанционных материалах
и, в частности, на снимках SPOT.
Северную часть территории слагают палеозойские породы, на которых развит мелко-
сопочник и горный рельеф. Все основные геологические тела вытянуты здесь в северо-
западном направлении. Исключение составляют лишь некоторые интрузивные массивы
западной и центральной частей района. Отложения представлены в основном сильно
дислоцированными карбоновыми и девонскими породами, оси складок имеют также северо¬
72
западное простирание. Разломами докайнозойского возраста с широкой зоной прираз¬
ломного смятия и переработки пород территория разбита на серию протяженных блоков
аналогичной ориентировки. В центре района расположен блок метаморфических пород,
ограниченный разломами. Сравнивая палеозойский тектонический план с современным
рельефом (рис. 2), можно определенно сказать, что палеозойская структура в незначи¬
тельной степени была использована в ходе новейшей активизации. Как правило, реак¬
тивации подверглись зоны крупных разломов на отдельных участках. Долины крупных рек,
также как и основные положительные структуры (Курчумский хребет), секут палеозойскую
структуру практически под прямым углом. Таким образом, в ходе альпийского орогенеза
территории произошло принципиальное обновление структурного плана, и преобладаю¬
щими направлениями разрывных нарушений стали западное и СВ.
Пассивная роль геологического основания в образовании рельефа связана с разной
устойчивостью пород к выветриванию и с их препарировкой в ходе постепенной площадной
денудации поверхности. Для этого процесса требуются особые условия и значительное
время, и в пределах рассматриваемой территории структурный (т.е. с отпрепарированной
древней геологической структурой) рельеф встречается только в области развития
реликтовой докайнозойской поверхности выравнивания в пределах поля мелкосопочника. В
возвышенной части территории он полностью разрушен.
Таким образом, по соотношению геологического и геоморфологического строения
территория делится на три субширотных зоны. В самой южной зоне (собственно впадине),
где развиты кайнозойские осадки, четвертичный аккумулятивный рельеф сингенетичен
отложениям, а эрозионные формы вскрывают палеоген-неогеновые осадки. Центральная
зона (полоса мелкосопочника между высокими хребтами и впадиной) образована слабо-
деформированным древним денудационным рельефом с характерной препарировкой оса¬
дочных слоев и интрузивных тел. Северная часть (Курчумский хр. и хр. Асутау) характе¬
ризуется молодым эрозионным рельефом, формирование которого связано с воздыманием
блоков по кайнозойским разломам. В ее пределах палеозойская геологическая структура
практически не выражена, в рельефе проявлена лишь молодая альпийская разломная
тектоника, почти не наследующая старый структурный план.
Морфотектоника
Рассмотренная территория является зоной перехода от молодых горных сооружений
Алтая к краевому прогибу (Зайсанской впадине). Эта зона существенно отличается по
характеру кайнозойских тектонических деформаций от центральной и юго-восточной
частей Алтая [4, 11], где на ранних этапах сжатия проявились плавные изгибы исходного
пенеплена с образованием системы вытянутых на СЗ валов и прогибов, которые под¬
верглись затем раздроблению на блоки, испытавшие значительные перемещения друг
относительно друга как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении. В пределах
рассматриваемой территории процесс дробления деформированного тектоническими
движениями пенеплена находится еще только в самом начале. Можно сказать, что эти
деформации на южной границе Алтая начались раньше, чем в его центральной части,
поскольку заложение впадин началось здесь в конце мела, а не в конце палеогена, как на
Юго-Восточном Алтае [2, 14].
Разрастание горных сооружений шло за счет вовлечения в поднятие частей предгорного
прогиба. Так, наиболее высокие хребты Курчумский и Асутау, расположенные вдоль
северной границы территории, начали формироваться еще в палеогене. В это время вся
область мелкосопочника, обрамляющая их с юга, еще являлась частью предгорного
прогиба, о чем свидетельствуют многочисленные мелкие понижения с палеогеновыми
осадками в их пределах. Интенсивность эрозионного расчленения возвышенных блоков и
мелкосопочного обрамления также свидетельствует об их неодновременном вовлечении в
поднятие. Наклонные реликты пенеплена на вершинах блоков северного обрамления
подверглись интенсивному эрозионному расчленению, в то время как эрозионная сеть
мелкосопочника находится в зачаточном состоянии. Поскольку разница в количестве
осадков из-за различия абсолютных высот объектов незначительна (в настоящее время
менее, чем в 1,5 раза), главным фактором расчленения горных сооружений в регионе
является время. Таким образом, горный рельеф северного обрамления территории древнее,
поскольку более длительное время подвергается эрозионному расчленению.
Процесс вовлечения элементов предгорного прогиба в воздымание горных сооружений
Алтая продолжается. В настоящее время вдоль северной границы Зайсанской впадины
73
Рис. 2. Геоморфологическая карта северной части Зайсанской впадины
Горное обрамление впадины - фрагменты древней поверхности выравнивания: 1 - слабо деформированные, выработанные в осадочных и метаморфических породах
Pz, 2 - наклоненные расчлененные на вершинах новейших блоковых поднятий; 3 - выработанные в Pz гранитоидах; 4 - с понижениями, занятыми Kz осадками с
остатками коры выветривания; 5 - сильно наклоненные с интенсивным эрозионным расчленением. Днище впадины: озерная равнина, выработанная в K2-Kz осадках; 6 -
покрытая чехлом Q осадков, 7 - сложенная непосредственно K2-N2 осадками; 8 - осложненная в ходе блоковых поднятий в пределах впадины.
Азональные и промежуточные образования: 9 - русло и пойма нерасчлененные, 10 - пойма, выражающаяся в масштабе карты, 11 - крутые склоны эрозионных долин
в пределах горного обрамления; 12 - аллювиально-пролювиальные конусы выноса крупных водотоков; 13 - слившиеся шлейфы конусов выноса мелких эрозионных
рытвин; наложенный рельеф бугристых эоловых песков: 14 - на озерной равнине, 15 - на холмистой поверхности выравнивания; тектоногенные уступы: 16- крутые
слабо расчлененные, 17 - средней крутизны интенсивно расчлененные; 18 - не выражающиеся в масштабе; 19 - границы между типами рельефа: а - отчетливые, в -
предполагаемые; 20 - преобладающие уклоны поверхностей рельефа: а - тектоногенных уступов, в - поверхности выравнивания
выделилась зона шириной от 20 до 40 км, отделенная от основной части впадины цепочкой
поднятий вдоль правого берега Черного Иртыша, в которых уже выступили на поверхность
породы палеозойского основания. По геофизическим данным [15, 16], мощность позднеме¬
ловых и кайнозойских осадков в этой зоне менее 300 м, в то время как в основной части
Зайсанской впадины она достигает более чем 1800 м. Поверхность северной зоны уже несет
на себе следы денудации: во многих местах чехол четвертичных осадков удален и на
поверхность выходят палеогеновые и неогеновые осадки. Таким образом, рассмотренная
территория состоит из трех зон субширотного простирания. Северная, наиболее припод¬
нятая, была вовлечена в воздымание ранее других, средняя сравнительно недавно была
"откопана" из-под покрова кайнозойских отложений, а южная только начала процесс
воздымания и еще прикрыта чехлом палеоген-неогеновых осадков мощностью в первые
сотни метров. Между собой рассматриваемые зоны разделены сложным сочетанием
тектоногенных уступов и реже изгибами первичной пенепленизированной поверхности.
Движущей силой морфотектонической эволюции рассматриваемой территории явилось
относительно слабое продолжительное региональное сжатие, об этом убедительно
свидетельствуют деформации позднемеловых и палеогеновых осадков в обнажениях вдоль
подножий тектоногенных уступов, разделяющих область мелкосопочного рельефа и
Зайсанскую впадину. Так, в изученном нами обнажении в 20 км к западу от выхода Такыра
из гор, у подножия приразломного уступа, разделяющего мел-палеогеновые глинистые
осадки и нижнекаменноугольные песчаники, последние явно надвинуты на первые, причем
падение слоев мел-палеогеновых осадков к северу составляет до 80°. Подобные деформации
наблюдаются и по южному борту Зайсанской впадины, где в бортах эрозионных долин,
дренирующих северный склон хребта Сайкан, обнажаются круто падающие к северу (до 80-
90°) слои практически полного разреза осадков, выполняющих впадину (с К2 до N\) [2, 15].
Заключение
Рассмотренная территория расположена на южной границе горной системы Алтая, где
кайнозойские орогенные движения проявились относительно слабо, и можно предполо¬
жить, что сформированный здесь рельеф аналогичен рельефу центральной части Алтая
конца неогенового периода. На изученной территории отчетливо просматривается законо¬
мерность разрастания горных сооружений от центра к периферии. В настоящее время в
рельефе территории можно выделить три зоны субширотного простирания, в разной
степени вовлеченных в горообразовательный процесс. Северная, представленная хребтами
Курчумским и Асутау, была сформирована еще до начала четвертичного периода и
подверглась наиболее сильному расчленению эрозиоными и ледниковыми процессами.
Средний пояс мелкосопочника был "откопан" из-под чехла рыхлых осадков только в
раннечетвертичное время, а южный пояс пока еще входит в состав Зайсанской впадины.
Однако, судя по начавшемуся там сносу четвертичного чехла с палеоген-неогеновых
отложений и формированию цепочки горст-антиклиналей вдоль южной границы, процесс
вовлечения южной зоны в горообразование уже начался, и, если эта тенденция будет
устойчивой, эта зона со временем превратится в подобие нынешней зоны мелкосопочника с
реликтовыми мульдами, выполненными кайнозойскими осадками, а современная зона
мелкосопочника будет раздроблена на блоки по уже наметившимся в виде тектоногенных
уступов активизированным разломам.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Адаменко О.М. Мезозой и кайнозой Степного Алтая. Новосибирск: Наука, 1974. 168 с.
2. Ерофеев В.С. Геологическая история южной периферии Алтая в палеогене и неогене. Алма-Ата: Изд-во
"Наука" КазССР, 1969. 167 с.
3. Уфимцев Г.Ф. Центральноазиатский горный пояс // Геоморфология. 1989. № 1. С. 5-17.
4. Новиков И.С. Геоморфологические эффекты внутриконтинентальной коллизии на примере Горного
Алтая // Геология и геофизика. 1996. № 11. С. 52-60. •
5. Гоби-Алтайское землетрясение / Ред. Флоренсов Н.А., Солоненко В.П. М.: Изд-во АН СССР, 1963.
391 с.
6. Рогожин ЕЛ., Леонтьев А.Н. Зайсанское землетрясение 1990 г.: материалы геологического изучения //
Докл. РАН. 1992. Т. 323. № 6. С. 1157-1163.
75
7. Molnar P., Tapponier P. Cenozoic tectonics of Asia: effects of continental collision // Science. 1975. V. 189.
P. 419-426.
8. Tapponier P„ Molnar P. Active faulting and Cenozoic tectonics of the Tien Shan, Mongolia and Baikal region //
J. geophys. Res. 1979. V. 84. № B7. P. 3425-3459.
9. Cunningham W.D., Windley B.F., Dorjnamjaa D. et al. Late cenozoic transpression in southwestern Mongolia and
the Gobi Altai-Tien Shan connection Ц Earth Planet Sci. Lett. 1996. V. 140. Iss. 1-4. P. 67-81.
10. Cunningham W.D., Windley B.F., Owen L.A. et al. Geometry and style of partitioned deformation within a late
Cenozoic transpressional zone in the eastern Gobi Altai Mountains, Mongolia // Tectonophysics. 1997. V. 277.
Iss. 4. P. 285-306.
11. Новиков И.С., Агатова A.P., Дельво Д. Новейшая тектоника Курайского хребта (Горный Алтай) //
Геология и геофизика. 1998. № 7. С. 965-972.
12. Селиверстов Ю.П. Роль разрывных дислокаций в образовании рельефа Южного Алтая // Информ. сб.
ВСЕГЕИ № 15. 1959. С. 77-83.
13. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Рудно-Алтайская. Лист М-45-ХХХИ. М.:
Геолтехиздат, 1963. 94 с.
\ А. Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая. М.: Наука, 1965.
244 с.
15. Борисов Б.А. Стратиграфия верхнего мела и палеоген-неогена Зайсанской впадины // Материалы по
геологии и полезным ископаемым Алтая и Казахстана. Л.: Геолтехиздат, 1963. С. 11-75.
16. Обухов А.Н., Гречишников Н.П. Условия нефтегазообразования и нефтегазонакопления в Зайсанской
впадине // Отеч. геол. 1993. № 4. С. 6-10.
ОИ ГГМ СО РАН Поступила в редакцию
09.02.98
MORPHOTECTONICS OF TRANSITIONAL ZONE FROM ALTAI MOUNTS
TO Z AISANSK A YA BASIN
I.S. NOVIKOV
Summary
The territory under consideration occupies the southern boundary of Altai Mounts. The manifestation of Cenozoic
orogenic movements was relatively weak here and one may assume the relief of the area to be akin to the central part of
Altai in the end of Neogene. The progressive growth of mountains from the center to the margins is clearly seen within
territory studied. Weak but continuous compression is the factor of morphotectonic evolution of the region. It is
sustained by deformations of Late Cretaceous and Paleogene sediments in the outcrops of tectonic scarps.
УДК 551.432.46+551.435.116
© 2000 г. Г.А. ПОСТОЛЕНКО
ГЕТЕРОГЕННЫЕ ДОЛИНЫ ГОРНО-ЛЕДНИКОВЫХ РЕГИОНОВ
И ГЕНЕЗИС ОСТАНЦОВ ОБТЕКАНИЯ
Гетерогенные долины горно-ледниковых регионов, подвергавшихся в плейстоцене оле¬
денениям, имеют чрезвычайно характерные черты, обязанные своим генезисом совокуп¬
ности воздействия различных факторов - эрозионных, ледниковых, водно-ледниковых,
склоновых.
Еще недавно считалось [1], что следы более древних оледенений, чем позднеплей¬
стоценовые, в рельефе гор не проявлены и могут быть обнаружены только при изучении
отложений. Но теперь, в результате детальных поисково-геоморфологических исследо¬
ваний в горах [2-4], накоплен значительный фактический материал, который свидетельст¬
вует, что совершенно особые морфологические черты, возникшие в первично-эрозионных
76
долинах в результате многообразного и многократного воздействия ледникового фактора,
сохранились до настоящего времени, хотя и в редуцированном виде. Генезис этих форм
убедительно подтверждается их внутренним строением. Последнее может быть теперь
охарактеризовано с большой степенью достоверности благодаря наличию значительного
количества горных выработок, проводившихся при поисках, разведке и добыче россыпных
полезных ископаемых.
Широкое распространение гетерогенных долинных форм во многих горных странах и
практический интерес, который они представляют, обусловливают необходимость деталь¬
ного познания закономерностей их строения и происхождения. Изучение их внесет сущест¬
венный вклад в познание истории развития горных регионов, их оледенения, механизма
формирования долин такого типа, что в совокупности сыграет определяющую роль в
оценке их перспективности на поиск россыпей.
Такого типа долины встречаются в разных горных регионах. Но, на наш взгляд,
целесообразно рассмотреть долины западного склона Приполярного Урала, орографи¬
ческое и морфоструктурное строение которого таково, что позволяет в определенной мере
вычленить морфолитогенетический результат одного конкретного рельефообразующего
фактора.
Макроформы рельефа Приполярного Урала ориентированы в основном субмеридио¬
нально. Они представлены линейно вытянутыми хребтами и впадинами. Наиболее
приподнятая часть горной системы (г. Народная, 1984 м) имеет альпинотипный и гольцовый
рельеф. Низкогорные хребты (600-900 м) характеризуются мягкими очертаниями привер¬
шинных пространств. Низкие предгорья и горы (160-600 м) имеют черты увалистого релье¬
фа. Речная сеть, согласуясь с морфоструктурным планом, имеет древовидно-ортогональный
рисунок; при этом крупные долины ориентированы как вдоль, так и поперек хребтов.
В целом, в каждом из указанных типов рельефа, долины обладают специфическими
морфологическими особенностями, что объясняется различным характером ледниковых
процессов, количеством оледенений, давностью их воздействия.
Второй важный фактор, сказавшийся на особенностях морфологии долин и структуре
присущих им комплексов ледниковых форм, - особенности размещения оледенения в
горной системе и положение долин относительно центров оледенения. Этот фактор
подразделил долины на два основных типа - долины-троги и долины, впадающие в них.
Долины, истоки которых располагаются в осевой части горной страны, служили вывод¬
ными каналами глетчеров и представляют собой долины-троги. Четковидное строение,
корытообразный поперечный и ступенчатый продольный профиль на всем протяжении
(вплоть до предгорий), скальные останцы, возвышающиеся над субгоризонтальной акку¬
мулятивной поверхностью в дистальных частях четковидных расширений, - наиболее
характерные их морфологические свойства. Расширения имеют значительную протяжен¬
ность (несколько километров) и аномальную по сравнению с современной долиной, ширину.
Сужения невелики по длине, часто имеют скальные выходы - останцы различной формы и
размера, в том числе и в пределах молодой, послеледниковой долины. К суженным
участкам приурочены ступени в продольном профиле, которые наиболее высоки на древних
гипсометрических уровнях долин.
Характер этих морфологических признаков и их размеры различны в разных типах
рельефа. В зоне последнего плейстоценового оледенения верховья долин представляют
собой лестницу каров, вниз по течению переходящих в цепочку долинных зандров, размеры
которых увеличиваются к краевой зоне. Долинные зандры разделяются между собой
скальными уступами - ригелями, пропиленными водотоками. Морфология ригелей
различна - в основном это ригели-пороги. Ширина их от первых десятков до нескольких
сотен метров. Высота над нижележащей ступенью колеблется от нескольких до первых
десятков метров. Поверхность ригелей носит следы обработки льдом - они оглажены и
имеют царапины, борозды. Иногда они перекрыты небольшой по мощности толщей
отложений, представленных грубообломочным материалом с суглинком, щебнем, дресвой,
песком.
Значительная ширина днищ в этих расширениях несоизмерима с размерами водотока,
что представляет собой характерную черту этих долин. Русло фуркирует в дистальных
частях этих расширений.
Поверхность ступеней-зандров слабо наклонена вниз по течению (что часто подчер¬
кивается наличием озер в дистальной части) и расчленена руслом реки, в результате чего и
образовалась флювиогляциальная терраса. Относительная высота ее стремительно нарас¬
тает вниз по течению от 1 до 12 м. В проксимальной части ее поверхность имеет ббльшую
77
Н,м,абс
а
Рис. 1. Схема строения гетерогенной долины: а - в случае наследования современным днищем планового
положения пратальвегов; б- в случае расположения послеледникового эрозионного вреза в борту долинного
зандра
1 - галька и валуны, 2 - песок и гравий, 3 - суглинок, 4 - глина, 5 - дресва и щебень, 6 - коренные породы,
7 - границы отложений разного генезиса
крутизну (до 5-7°) и ясно выраженное конусообразное строение, подчеркиваемое развалами
обломочного материала разной крупности - до валунов 1,5-2,5 метрового размера
различной, в основном низкой степени окатанности. В обрывах над руслом реки вскры¬
ваются средне- и мелкогалечные отложения с песком, суглинком, щебнем, слагающие верхи
разреза этой террасы.
Борта долин-трогов очень круты, в их нижних частях, в зонах расположения зарастаю¬
щих озер, иногда можно видеть абразионные ниши. В основании склонов располагаются
шлейфы обвально-осыпного материала, представленного глыбами, щебнем, дресвой. Во
фронтальной части этого морфологически очень ярко выраженного ледникового рельефа
кроме мощного вала конечной морены имеются боковые морены, располагающиеся на
склонах кулисообразно.
За пределами этой молодой фронтальной зоны (абс. высота 570-600 м), ниже по
течению, долины также имеют черты гетерогенного строения, но собственно ледниковые
формы изменены и переработаны наложенными послеледниковыми процессами. Кроме
того, расширения имеют здесь значительно большие размеры, визуально целиком не
охватываемые, что требует повышенного внимания для распознавания морфологических
признаков ледниковой деятельности. Здесь долины также имеют четковидное строение,
почти изометричную форму расширений (длина и ширина до нескольких километров).
Площадной характер аккумуляции в их пределах связан с более высокими гипсомет¬
рическими уровнями, чем современное днище. В продольном профиле эти уровни образуют
ступени с относительным превышением днищ от 12 до 60 м.
Морфологическое строение их весьма существенно отличается от обычных речных
террас, сохраняющихся, как правило, фрагментарно и имеющих ширину меньшую, чем
современное днище, редко равную ему. Для рассматриваемых же поверхностей характерна
ширина (рис. 1) в несколько раз превышающая пойму - 2-3 км в долинах IV порядка.
78
Н,мабс
Рис. 2. Разновозрастные продольные профили гетерогенной долины р. Лемвы
/ - современной долины, 2 - позднеледниковой долины, 3 - ригели
Поверхность их, как правило, субгоризонтальная, плоская, с выраженным уклоном к
центру, а не вниз по долине, заболоченная и лишенная древесной растительности. Относи¬
тельная высота этих террас стремительно нарастает вниз по течению. Многочисленные
мелкие озерки осложняют эту поверхность.
Уступы между расширениями часто маркируются скальными останцами, частично пере¬
гораживающими долины (рис. 2). Обычно в тыльной части останцов собственно акку¬
мулятивная поверхность предшествующего расширения отделяется ступенью от такой же
поверхности последующего. Относительная высота этих ступеней до первых десятков
метров, крутизна их склона иногда достигает 12-20°. Скальные останцы чрезвычайно
живописны и разнообразны. К примеру, при впадении р. Хаймад в Лемву такой останец
подрезан руслом Хаймада с проксимальной стороны и в рельефе представляет собой
островерхий, с крутыми склонами хребтик саблевидной в плане формы, протяженностью в
несколько сотен метров и высотой до 80-100 м.
Современное русло врезано в эти поверхности и этот врез морфологически как бы
оформляет флювиогляциальную террасу. Продольный профиль его имеет слабовыражен-
ную ступенчатость, глубина вреза изменяется сильно (подобно тому, как это наблюдается в
пределах ярко выраженных зандров в верховьях долин) - от минимальной в верхней по
течению части расширения до максимальной в нижней. В бортах этого вреза местами
вскрываются скальные породы, образующие крутые уступы. На большей же части
вскрываются рыхлые породы, формирующие пологие склоны. В этой послеледниковой
молодой долине трудно встретить фрагменты речных террас из-за неустойчивости склонов
флювиогляциальной террасы, в рыхлых, с глинистыми прослоями породах которых активно
формируются ОПОЛЗНИ И ОСОБЫ.
Таковы наиболее общие черты изменения морфологии долин-трогов вдоль по течению.
Поперечный профиль расширенных участков гетерогенных долин построен сложно и
также несет признаки ледникового воздействия. Днище современной долины имеет нор¬
мальные морфологические черты - русло, часто многорукавное в пределах расширенной
части долин; прирусловые отмели, пойма низкая и высокая. Характерной чертой долин
является практически полное отсутствие послеледниковых речных террас. Уступом от
современного днища отделяется поверхность последней (по времени формирования)
флювиогляциальной террасы. Уже указывалось, что высота этого уступа закономерно
изменяется вдоль долины, сходя на минимум в ее проксимальной части. Строение уступа
меняется в зависимости от степени совпадения планового положения разновозрастных
тальвегов. На некоторых участках он образован коренными породами и имеет значитель¬
ную крутизну и четкую бровку. На других участках - сложен горизонтально-слоистыми
рыхлыми отложениями, имеющими глинистые прослои, благодаря которым на склонах
формируются оползни, оплывины и особы и склон приобретает сложный профиль и
нечеткую бровку. Ширина поверхности флювиогляциальной террасы часто значительно
превосходит ширину речных террас, свойственных долинам такого размера. Этот факт
также указывает на ее иное, не флювиальное происхождение.
79
Гипсометрически выше субгоризонтальных аккумулятивных поверхностей, в их тыльной
части на склоне долины также имеются морфологические признаки ледниковой обработки.
Это сближенные серии террасовидных поверхностей незначительной ширины и превы¬
шения, сложенные слабоокатанными обломками разного размера со щебнем, суглинком и
песком. Вдоль по долине они прослеживаются фрагментарно. Вероятно, эти формы и
отложения представляют собой распластанные древние боковые моренные валы.
На некоторых участках долин выше по склону располагаются относительно широкие
фрагменты террасовидных поверхностей, по-видимому, представляющих собой древние
аналоги нижних, хорошо выраженных флювиогляциальных террас.
Вся совокупность геоморфологических особенностей позволяет считать, что расширен¬
ные участки этих горных долин представляют собой древние долинные зандры, сущест¬
венно переработанные в послеледниковое время. Послеледниковый эрозионный врез
превратил их во флювиогляциальные, или озерно-ледниковые террасы.
Сохранность и узнаваемость этих фрагментов ледникового генезиса зависит от соотно¬
шения их планового положения с положением тальвега послеледникового эрозионного
вреза (врезов). Наиболее простой вариант наблюдается в случае, когда послеледниковая
эрозионная долина формировалась в борту долинного зандра. В этом случае она отделяется
от древней долины и зандра коренным порогом, образуя эпигенетическую долину, а
поверхность зандра сохраняется практически целиком. В том случае, когда долина
разрезает поверхность зандра, выраженность последней не столь ясна: нечетки ее бровки и
уступы, сформированные в рыхлых породах, сохранившиеся фрагменты имеют значительно
меньшую ширину. Это приводит к тому, что эти фрагменты зандра могут ошибочно
трактоваться как речные террасы или террасоувалы.
Ярким примером такого варианта может служить хорошо разведанная долина р. Бал-
банью, левого притока р. Кожим [3, 4]. В ней флювиогляциальная терраса воспринимается
как террасоувал, но некоторые важные морфологические признаки - аномальная ширина
аккумулятивной поверхности, субгоризонтальность этого (не наклоненного вниз по
течению) гипсометрического уровня, наличие его на обоих бортах долины, резко ме¬
няющаяся вдоль долины высота бровки - однозначно не позволяют рассматривать его как
форму эрозионного генезиса, это подтверждается и составом рыхлых отложений.
Благодаря поисковым работам на Приполярном Урале теперь можно составить общее
представление о строении и размещении толщ, выполняющих расширенные участки долин.
Коренное ложе их неровно и характеризуется резкими перепадами высот. Заполняющая
толща также имеет резкие перепады мощности от нескольких до 80 м. Литологически
осадки очень разнообразны - от глинистых и песчаных горизонтально-слоистых отложений
до валунно-глыбовых и галечно-гравийно-песчаных с наклонной и косой слоистостью и
неслоистых. Они состоят из аллювиальных, ледниковых, флювиогляциальных, озерно¬
ледниковых, селевых отложений, сложно сочетающихся друг с другом.
Несмотря на многообразие действовавших морфоседиментационных агентов, размеще¬
ние отложений разного генезиса подчиняется определенным закономерностям. Основную
массу кроющих отложений в тех случаях, когда современная долина располагается в борту
расширения, составляют сизые илы и глины озерного генезиса. Они слагают и основную
площадь поверхности расширений. Залегание озерно-ледниковых отложений наблюдается
на нескольких гипсометрических морфологически выраженных уровнях, что может сви¬
детельствовать о неоднократном возникновении обстановок их формирования. Под ними
залегают аллювиальные пачки, прислоненные друг к другу или к коренным породам
бортов, представленные галечниками с мелкими валунами пестрого петрографического
состава, хорошей окатанности и сортированности; часть галек и валунов сильно вывет-
релая, что свидетельствует об относительной древности этого аллювия.
Условия залегания аллювия на Приполярном Урале осложняются наличием в коренном
ложе долин глубоких и сложно построенных понижений. Наиболее древние погребенные в
них аллювиальные пачки датируются [3, 4] олигоценом и миоценом, что свидетельствует о
древности эрозионной сети этого региона (в продольном направлении эти аллювиальные
тела прослежены при проведении разведочных работ и отработки россыпей).
Собственно ледниковые отложения сохранились как внутри рыхлых толщ, выполняющих
эти расширения, так и на поверхности в прибортовых частях долин (рис. 1). Они пред¬
ставлены валунно-галечными супесями и суглинками. По-видимому, литологический состав
ледниковых отложений может быть весьма разнообразным, поскольку ледниковые про¬
цессы развивались здесь во всем своем многообразии.
Литолого-фаццальная изменчивость осадков, выполняющих эти расширения, наблюдает¬
80
ся и вдоль по долинам. Сложность строения толщ, подтверждается и морфологией
вмещаемых ими россыпей золота, яркой отличительной особенностью которых является
многоярусность и многопластовость, не свойственная чисто аллювиальным россыпям.
Расширения этих долин-трогов чередуются с непротяженными узкими участками, в
которых на бортах имеются скальные выходы. Именно в суженных участках можно
встретить незначительные по протяженности низкие террасы, принадлежащие послелед¬
никовой долине. Скальные останцы разнообразны по форме и высоте. Некоторые из них
возвышаются над аккумулятивными поверхностями двух смежных расширений, имеют
значительную высоту и чрезвычайно живописны. Другие невысоки и перекрыты морен¬
ными отложениями, небольшой мощности, которые обнажаются только в склоне долины.
Останцы не перегораживают древнюю долину целиком, в их тыльной части, как правило,
наблюдаются долинные понижения. В поперечном профиле этих участков имеется как бы
две долины: эпигенетическая - на уровне современного днища - и древняя - на уровне
поверхности расширения. Все данные, характеризующие суженные участки, свидетельст¬
вуют о том, что скальные останцы представляют собой древние ригели, аналогичные тем,
которые наблюдаются в зонах хорошей сохранности ледниковых форм. Анализ пространст¬
венного размещения ригелей выявил их приуроченность как к выходам литологически
устойчивых пород, так и к приустьевым участкам долин-притоков, а также их текто¬
ническую обусловленность.
В целом же можно сделать вывод, что описанные долины прошли сложную историю
развития: первично-эрозионные долины в плейстоцене неоднократно служили ареной
деятельности ледников и были обработаны ими. На разных этапах оледенений глетчеры
создавали разнообразные формы рельефа, фрагменты которых сохранились, как пока¬
зывает фактический материал, не только в виде отложений. На заключительных этапах
оледенений расширенные участки моделировались озерными процессами, следы деятель¬
ности которых также выражены в морфологических чертах долин.
Таковы морфоседиментационные характеристики тех долин Приполярного Урала,
которые служили выводными каналами ледников. Иной характер имеют долины второго
типа - притоки долин-трогов. Именно они большей частью дренируют межгорные впадины
субмеридионального направления. Часто это две долины малых порядков, направленные в
противоположные стороны, водораздел между которыми едва выражен в рельефе впадины
и нередко маркируется наличем небольших озер. В этих долинах определяющую роль
сыграли озерные процессы. При этом следует подчеркнуть, что озера возникали в
результате подпруживания притоков глетчерами главных долин уже в стадию активного
развития оледенения. Интенсивная заозеренность территории в ледниковые эпохи могла
явиться фактором возникновения сетчатого, а затем и полупокровного или покровного
оледенений, так как озера на определенных интервалах холодных эпох, вероятно,
становились ледовыми бассейнами. К примеру, на Приполярном Урале на междуречных
пространствах даже в низкогорье встречаются в большом количестве валуны.
Длительное и, по-видимому, неоднократное существование озер в первично-эрозионных
долинах сказалось на строении последних. Долины, а также обширное пространство
межгорных впадин, если оно дренируется такими долинами, заняты аккумулятивной
толщей, погребающей доледниковый эрозионный рельеф и обусловливающей монотон¬
ность, сглаженность рельефа. Морфология таких долин более проста, нежели долин
первого типа: отсутствуют четковидность, ступенчатость продольного профиля, скальные
останцы. При этом сами долины аномально широки, а в основании коренных бортов выше
аккумулятивной поверхности иногда можно наблюдать абразионные ниши.
Послеледниковые долины, вложенные в поверхность озерной аккумуляции, обладают
своеобразными чертами. Их днища также аномально широки, отсутствуют речные террасы.
Тыловой шов пойменного уровня имеет фестончатый характер, так как на склоне опи¬
рающейся на него озерно-гляциальной террасы идут активные оползневые процессы, дея¬
тельность которых провоцируется высокой обводненностью рыхлых отложений, слагающих
эту террасу, и наличием в них водоупорных горизонтов. Эти рыхлые толщи мощностью
несколько десятков метров состоят из тонкослоистых горизонтально залегающих песков,
суглинков и глин. В устьевых частях таких долин обнаруживаются толщи грубых гале-
чниково-валунных отложений, которые, вероятно, представляют собой отложения подпру-
живавших их моренных валов. Иной раз они слабо выражены в рельефе как приустьевая
перегородка. Важно отметить, что поверхность озерно-ледниковой террасы обрывается
приустьевой ступенью к главной долине. В целом, рельеф этих долин чрезвычайно сглажен.
Изученность их отложений очень слабая, однако можно предполагать, что время
81
существования крупных озер в этих долинах более длительно, чем в долинах первого типа.
Здесь озера возникали уже в активную фазу оледенения, а завершали свое существование
не всегда с окончанием оледенения. Об этом свидетельствуют не только геоморфо¬
логические данные, но и немногочисленные спорово-пыльцевые диаграммы. По ним видно,
что песчаные отложения верхних частей разрезов формировались в условиях нарастающего
потепления климата. Так, в разрезе оз. Водэ-Ты на Кожимо-Лемвинском междуречье
(палинолог М.В. Ревердатто; мощность разреза 26 м, проанализирован 21 м отложений)
выявлено, что верхние 10-12 м песчано-глинистых ритмично-слоистых осадков формиро¬
вались на фоне увеличивающейся облесенности местности (древесно-кустарниковой
пыльцы до 73%) и убывающего количества споровых (8-2%) и травянистых (20-8%).
Подстилающие их грубозернистые пески с галькой формировались в более холодных и
влажных условиях (деревья и кустарники - до 54%, травы - до 38, споры - до 10-12%).
Подобный ход климатических изменений подтверждается палинологическими данными из
разреза в долине р. Кожим выше впадения р. Балбанью, где в кровле отложений озерно¬
ледниковой террасы залегают слоистые пески, сформировавшиеся в относительно более
теплых условиях, чем подстилающая толща.
По изложенным материалам можно сделать вывод, что в горно-ледниковых регионах в
плейстоцене неоднократно существовали периоды интенсивной заозеренности территории.
Время существования озер разного типа различно. Наиболее длительно развивались озера в
долинах второго типа, поскольку они возникали уже в активную фазу оледенения, а верхняя
возрастная граница их существования определялась интенсивностью эрозионных процессов,
в результате развития которых после исчезновения подпруды в период деградации
оледенения озера начинали постепенно спускаться вплоть до полного исчезновения,
которое наступало в разных долинах не одновременно. По-видимому, и по площади они
были более обширны, чем в долинах первого типа.
Не только различия в наборе морфолитогенетических агентов в долинах разного типа
сказались на их строении. Важный фактор - количество оледенений, их давность, а также
длительность и масштабы. Поэтому в разных зонах горной системы, подвергавшейся
оледенениям, имеется собственный комплекс диагностических признаков, отражающих
особенности строения гетерогенных долин. В зонах позднеплейстоценовых оледенений
лестница долинных зандров выражена ярко, так как она не сильно разрушена вторичными
процессами, а ее формы имеют значительно меньшие размеры, чем более древние.
В более низких частях гор наблюдаются морфоседиментационные признаки, которые
свидетельствуют о неоднократном оледенении. Например, это фрагменты флювио-
гляциальных террас или серии псевдотеррасок - площадок, созданных распластанными
отложениями веера боковых морен, расположенных на разных уровнях в поперечном
профиле. Возможно, что детальное геоморфологическое картирование позволит обнару¬
жить следы более древних оледенений и в пределах ареалов последнего морфологически
ярко выраженного позднеплейстоценового оледенения.
В целом, в горах такие формы, как останцы обтекания и эпигенетические долины,
сужения долин, иногда сопровождающиеся резким аномальным поворотом, должны привле¬
кать внимание исследователей к поиску других признаков, указывающих на гетерогенное
происхождение таких долин и наличие в прошлом оледенений на этих участках. Это
позволит существенно дополнить скудные современные данные о количестве и масштабах
древних оледенений в горах. Например, в долине р. Ульдурги (бассейн р. Шилки) останцы
обтекания и эпигенетические участки долины, располагающиеся на значительном удалении
от осевой части хребта в широкой грабен-долине на абсолютных высотах 800-900 м, по-
видимому, свидетельствуют о том, что в отрогах Яблонового хребта относительно
невысокий (1644 м) массив в истоках левых притоков Ульдурги в прошлом покрывался
ледниками, спускавшимися по крайней мере до 800 м абс.
Долины с описанными признаками широко распространены на Алтае, в Забайкалье,
Верхнеколымском нагорье, в горной системе Черского, Верхоянье, Саянах, на Полярном и
Приполярном Урале, на Памире и Тянь-Шане, на Кавказе, где они наблюдаются далеко за
границами распространения хорошо выраженных ледниковых форм. При этом сохранность
их различна в зависимости, в первую очередь, от возраста и масштабов оледенения, а также
размаха высот горной страны. Например, они более выразительны на Алтае и Тянь-Шане
по сравнению с Верхнеколымским нагорьем.
Описанное строение гетерогенных долин в горно-ледниковых регионах, позволяет
понять генезис останцов обтекания описанного типа и эпигенетических долин. Оставляя
гляциологам решать проблемы происхождения ригелей в троговых долинах, отметим лишь,
82
что все черты строения скальных останцов, а также закономерности их размещения в рас¬
смотренных долинах характерны для троговых долин [5, 6]. Анализ размещения ригелей, а
также скальных останцов в долинах Приполярного Урала показал наличие их связи как с
участками выходов денудационно устойчивых пород, так и с местами впадения притоков.
Приведенные в словарях [7, 8] определения останцов имеют ввиду в основном варианты их
денудационного и эрозионного происхождения. Чисто морфологическое определение ос¬
танцов, данное Щукиным [9], оставляет место для появления терминологических опре¬
делений останцов и иного генезиса.
Для его понимания, в первую очередь, требуется объяснение превышения вершины
останца над аккумулятивной поверхностью в долине. Как показывают наблюдения,
водотоки при врезании часто закладывают свое русло в прибортовой части долины, в зоне
контакта коренных и рыхлых пород. Этот факт подтверждается примерами многих
переуглубленных долин, когда более молодой врез развивается на контакте рыхлых и
коренных пород, в результате чего в долинах наблюдается продольный коренной порог,
отчленяющий древний аллювий значительной мощности от более молодого днища. Такие
продольные коренные пороги, как уже указывалось, имеются и в рассматриваемых
гетерогенных долинах. Однако они не имеют превышения над аккумулятивной поверх¬
ностью в отличие от останцов - поперечных коренных порогов.
Возвышаться над поверхностью седиментации останец может лишь в том случае, когда
врезание водотока начинается значительно выше нее. Это возможно в случае стока из
озера, поверхность зеркала которого выше поверхности седиментации. Постепенно
врезающееся русло, формируя молодую долину, отчленяет от склона долины массив
коренных пород, имеющий определенное превышение над аккумулятивной толщей бывшего
днища озера. В этом случае высота останца маркирует уровень зеркала вод бывшего озера.
От противоположного борта долины останец обычно отделяется понижением, которое
формируется, вероятно, из-за того, что интенсивно дренируется подпруда озера, сложенная
податливыми рыхлыми породами, а также потому, что в пределах располагающихся за ним
отложений погребенной долины происходит интенсивный суффозионный вынос материала,
обусловливающий значительное снижение исходной поверхности. Благодаря этому
процессу тальвеги погребенных под ледниковыми и озерно-ледниковыми отложениями
долин часто прослеживаются на поверхности флювиогляциальной террасы в виде
протяженной пониженной полосы вдоль прибортовой части современной долины. В этом
случае эпигенетической является молодая послеледниковая долина, заложившаяся в
стороне от своих предшествующих тальвегов и отчленяющая останец от коренного борта.
Итак, можно с уверенностью утверждать, что останцы обтекания в гетерогенных
долинах горно-ледниковых регионов представляют собой древние ригели, обнаженные и
обработанные денудационными, в первую очередь, эрозионными процессами. Именно они
придают чрезвычайную живописность горным долинам знаменитого Кожимского туристи¬
ческого района, Забайкалья и многим, многим другим горным регионам.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Асеев А.А., Маккавеев Л.Н. Гляциальная геоморфология /Итоги науки и техники. Сер. "Геоморфология".
1976. Т. 4. 177 с.
2. Постоленко Г.А. Поисково-геоморфологическая оценка долин горно-ледниковых регионов // Геология.
М.: Изд-во МГУ, 1993. Ч. 1. (Программа "Университеты России"). С. 317-322.
3. Риндзюнская Н.М., Ревердатто М.В., Недашковская Н.Н., Иванов Н.М. Особенности осадконакопления
в плейстоцене на Полярном Урале // Бюл. комис. по изуч. четвер. периода. 1987. Вып. 56. С. 84-91.
4. Акимов Л.В., Набровенков О.С., Риндзюнская Н.М. и др. Геолого-геоморфологические основы поисков и
прогнозирования россыпей на Урале. Сыктывкар, 1988. 110 с.
5. Гляциологический словарь. М.: Наука, 1984. 375 с.
6. Ивановский Л.Н. Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. Л.: Наука,
1967. 263 с.
7. Словарь общегеографических терминов. М.: Прогресс, 1976. 394 с.
8. Тимофеев Д.А. Терминология флювиальной геоморфологии. М.: Наука, 1981. 268 с.
9. Щукин И.С. Четырехъязычный энциклопедический словарь терминов по физической географии. М.: Сов.
энциклопедия, 1980. 703 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 15.06.98
83
HETEROGENEOUS VALLEYS OF MOUNTAIN-GLACIER REGIONS AND THE ORIGIN
OF CUT-OFF LOBES
G.A. POSTOLENKO
Sum m а г у
Pre-Upper Pleistocene outwash plains occur in the valleys of mountain-glacier regions; their morphological features
are described. The structure of sediment masses of different genesis is under consideration. Morphological and
lithological characteristics prove the existence of ancient mountain-valley glaciers here. The cut-off lobes of different
morphology appear to be ancient rock bars, and thence constitute a new genetic type of cut-off lobes - glacial type.
УДК 551.4.011+551.435.1 (479+262.5)
© 2000 г. H.B. ХМЕЛЕВА, Н.Н. ВИНОГРАДОВА, Б.Ф. ШЕВЧЕНКО
КОРОТКОПЕРИОДИЧЕСКАЯ ЦИКЛИЧНОСТЬ
ЭРОЗИОННО-АККУМУЛЯТИВНЫХ ПРОЦЕССОВ
В ГОРНОМ РЕЧНОМ БАССЕЙНЕ
Проблема цикличности природных процессов принадлежит к числу важнейших фунда¬
ментальных. Особую актуальность она приобретает при разработке вопросов, касающихся
короткопериодической цикличности, так как с ней связаны точность прогнозов природных
процессов, обеспечение экологической безопасности территории и т.п. Решение их может
быть успешным при наличии длительных рядов наблюдений за процессами, позволяющими
выявить периодичность в изменении их интенсивности, величины ее максимумов относи¬
тельно средних значений. Особенно оно важно в век повышенного антропогенного пресса
на природу, когда требуется знать произошло ли изменение интенсивности процессов под
влиянием антропогенной нагрузки или оно есть следствие естественного развития,
связанного со свойственной их генезису периодичностью.
Многочисленные исследования цикличности природных процессов чаще посвящены
выявлению длительности циклов и их связи с отдельными факторами. Обычно основное
внимание уделяется роли метеорологических элементов, но недостаточно затрагивается
вопрос о причинах, порождающих смену циклов и особенности изменений метеоэлементов
в пределах 11-летних солнечных циклов.
Настоящая статья основана на результатах многолетних стационарных наблюдений,
которые были начаты под руководством профессора Н.И. Маккавеева в 1963 г. и
продолжались до 1989 г. [1]. Их цель сводилась к изучению комплекса экзогенных
процессов: гравитационных, эрозионных и русловых - составных частей единого эрозионно¬
аккумулятивного процесса.
Бассейн р. Бзыби, выбранный в качестве модели, расположен на южном склоне Кавказа,
в районе с высокогорно-среднегорным рельефом, переходящим у побережья Черного моря,
куда впадает река, в низкогорный. Природные условия региона способствуют повышенной
интенсивности изучаемых процессов. Немалая роль в этом принадлежит сейсмической
активности и большому количеству атмосферных осадков. Последнее свойственно зоне
влажных субтропиков, где находится значительная часть бассейна реки. Регион слабо
подвержен антропогенному воздействию, что позволило изучать процессы и их взаимо¬
действие как бы в "чистом виде".
Объекты наблюдений включали гравитационные склоны (осыпи), русла горных вре¬
менных водотоков 1-4 порядков, побочни и осередки, расположенные в среднем и нижнем
течении реки, на участках с различными типами русла.
Ежегодная фиксация изменений объектов проводилась путем фототеодолитной съемки.
На некоторых объектах она дополнялась другими методами. Стереофотограмметрическая
обработка снимков обеспечивала получение массовых количественных параметров процес¬
сов с постоянной точностью их определения (горизонтальных и вертикальных деформаций,
84
площадей, объемов и т.п.). Также привлекались данные о смещении обломков на поверх¬
ности объектов, для чего снимки обрабатывались нетрадиционным методом эпиполярных
смещений [2]. По стереофотограмметрическим моделям, получаемым по разновременным
снимкам, определялось число обломков, сместившихся в интервале между съемками, их
размер и скорость смещения.
27-летний ряд наблюдений позволил выделить комплекс параметров признаков по
отдельным процессам. Их анализ обеспечил возможность судить об изменении интен¬
сивности каждого процесса и реконструировать их механизмы. Кроме того, для получения
данных о режиме факторов, определяющих развитие процессов (если измерения тех и
других велись одновременно, как в нашем случае), использовались результаты наблюдений
за ними на близрасположенных постах и станциях соответствующих служб. Методика их
применения пока недостаточно разработана. При коротких рядах стационарных наблю¬
дений обычно анализируются гидрометеорологические данные, полученные по выбо¬
рочным небольшим временным интервалам, и устанавливается корреляция между ними и
параметрами изучаемых процессов. При длительных рядах стационарных наблюдений
(подобных нашим) такой анализ очень трудоемок и не всегда может давать положительные
результаты в силу большой вариабельности нескольких факторов.
При выявлении цикличности процессов важно было разработать такую методику,
которая бы обеспечивала получение данных о режиме факторов для всего ряда стацио¬
нарных наблюдений и позволила бы учитывать создаваемые ими предпосылки развития
процессов от года к году. Создание такой методики, основанной на использовании гидро¬
метеорологических данных, предусматривает единые принципы восстановления режима
увлажненности, стока воды и наносов реки. Они заключаются в определении положения
этапа стационарных исследований в ходе многолетних изменений параметров каждого
фактора, в выявлении структуры комплекса тех же факторов по годовым интервалам,
соответствующим периодам наблюдений, в типизации периодов наблюдений по режиму
факторов (с учетом их структуры) с точки зрения создаваемых ими потенциальных условий
для развития изучаемых процессов [3].
Режим увлажненности восстанавливался по данным двух метеостанций, расположенных
как в горной (на высоте 1644 м), так и в приморской зонах (8 м). Использовались суточные,
месячные и годовые данные об атмосферных осадках. При их анализе, с целью выявления
структуры распределения осадков по каждому годовому интервалу, учитывался режим
осадков, их интенсивность и продолжительность, особое внимание обращалось на обильные
дожди и ливни. В итоге было выявлено три типа увлажненности - нормальный, повы¬
шенный и пониженный с характерными для каждого из них режимом и комплексом па¬
раметров. Аналогичные типы со свойственными им показателями выделены и для
гидрологического режима реки по данным двух гидропостов, расположенных в нижнем
течении р. Бзыби. При этом основное внимание уделялось соотношению расходов воды и
взвешенных наносов по годовым периодам наблюдений. Использование методики ИФЗ РАН
[4] для выявления роли сейсмической активности в развитии экзогенных процессов
позволило впервые в практике стационарных исследований рассчитать суммарную энергию
землетрясений.
На первом этапе исследований приоритет отдавался реконструкции механизмов
изучаемых процессов. Их результаты опубликованы в статьях, посвященных осыпям [5],
эрозионным формам временных водотоков [6], русловым формам [7, 8], общим осо¬
бенностям развития экзогенных процессов [9-11].
С точки зрения участия отдельных процессов в деятельности бассейна реки в целом
представляет интерес выявление особенностей их развития в зависимости от факторов. Так
установлено, что нарастание объемов шлейфов осыпей происходит в периоды с повышен¬
ной увлажненностью, особенно при усилении в это время ливневой деятельности и (или)
возрастании сейсмической активности. В таких случаях возрастает скорость отступания ус¬
тупов, питающих шлейфы осыпей, увеличивается поступление на них обломочного мате¬
риала. Если шлейфы осыпей имеют базисом аккумуляции поймы или русла рек, то их
материал является важным источником пополнения речных наносов, которое происходит
при смещении границы шлейфа до поймы реки во время прохождения по ней паводков. Это
вызывает временные нарушения профилей осыпей и сопровождается изменением диффе¬
ренциации по крупности слагающего шлейф материала, порождающим микроступенчатость
в ее развитии. Период подобной микростадийности определяется интервалом между
прохождением высоких паводков и скоростью нарастания шлейфа.
Формирование временных водотоков в эрозионной сети, дренирующей горные склоны
85
бассейна, судя по деформациям их продольных профилей и изменению крупности замарки¬
рованных обломков-трассеров из состава их аллювия, происходит за счет ливневой
деятельности, преимущественно в периоды с повышенным увлажнением. Причем водотоки
1-2 (низких) порядков возникают реже, чем водотоки 3-4 порядков. Пополнение их
наносами происходит в основном за счет гравитационных процессов, механизм форми¬
рования которых аналогичен отмеченному на осыпях. При небольших паводках в формах
низких порядков транспорт наносов осуществляется путем смещения отдельных обломков
или небольших их ассоциаций, на более крупных формах - в виде небольших волн наносов,
возникающих под влияним на их транспорт морфологии долин - чередования сужений и
расширений. За 27-летний период стационарных наблюдений селевые явления в малых
эрозионных формах были отмечены один раз, в более крупных (балках) они происходили с
интервалом в 12-15 лет. Частота выносов из эрозионной сети в реку повышенного
количества наносов определяется соотношением времени между накоплением в них
обломочного материала за счет склоновых процессов и прохождения по ним мощных
паводков.
На втором этапе исследований анализировалось изменение интенсивности факторов за
все время наблюдений, оценивалось их воздействие на изучаемые процессы по каждому
объекту.
Установлено, что за этап стационарных наблюдений изменения увлажненности и
сейсмической активности проходили почти синхронно. Они оказались по обоим факторам
относительно пониженными в первую половину этапа, по сравнению со второй. Аналогично
изменялись экзогенные процессы, что позволило выделить в их развитии две фазы. Первая
длилалсь 12 лет, с 1963 по 1975 гг. Вторая продолжалась 14 лет, с 1975 по 1989 гг.
Фазы значительно отличаются интенсивностью факторов. Так, во вторую фазу
суммарная энергия землетрясений возросла в 3 раза и в 2 раза увеличилось число сильных
землетрясений. Что же касается увлажненности, то в первую фазу в горах преобладало
пониженное, а в приморской зоне оно было ближе к нормальному типу. Во вторую фазу
усиливается ливневая деятельность с преобладанием в обеих зонах повышенного типа
увлажненности. Среднее число ливней за годовой интервал увеличилось в это время
в 1,5 раза, общая продолжительность ливней за год - в 1,8 раза. На гравитационных скло¬
нах, при почти одинаковом числе крупных обвалов с уступа на шлейф осыпи в каждую фазу,
в первую объем этого материала оказался больше в результате значительного приращения
общего объема шлейфа. К концу второй фазы он уменьшился вследствие его подмыва
рекой во время паводков и перехода материала со шлейфа в состав речных наносов.
Поскольку прямых наблюдений за выносом наносов из эрозионной сети не проводилось,
о нем можно было косвенно судить по режиму увлажненности территории бассейна.
С усилением во вторую фазу ливневой деятельности, переходом по всей площади речного
бассейна к повышенному типу увлажненности должен возрастать и объем наносов,
выносимых временными водотоками в реку.
Убедительным свидетельством возрастания во вторую фазу интенсивности экзогенных
процессов (в частности, гравитационных и эрозионных во временных водотоках) служит
объем грунта, поступающего на полотно шоссейной дороги, проходящей в районе работ.
Ежегодно он учитывается службами Дорожно-эксплуатационного управления. На полотно
дороги материал поступает за счет тех же процессов, которые действуют синхронно с ними
в бассейне реки, и представлен выносами наносов временных водотоков, пересекаемых
дорогой в их нижних звеньях и осыпями со склонов хребта, вдоль которого проходит
дорога. Суммарный объем таких выносов во вторую фазу был в 2 раза больше по
сравнению с первой.
Поступавший из верхних звеньев эрозионной сети временных водотоков материал выно¬
сился рекой в море. Объемы выносов в море определяются водностью реки и ее режимом,
которые в свою очередь, зависят от количества и режима атмосферных осадков, о чем
свидетельствует довольно тесная связь (г = 0,72) между среднегодовыми расходами воды и
суммами атмосферных осадков. С точки зрения оценки транспортирующей способности ре¬
ки размыв и аккумуляция наносов при незначительном изменении расходов воды в большей
степени зависят от четырех факторов: 1) типа водности; 2) обеспеченности ежедневных
расходов воды в диапазоне руслоформирующих; 3) расходов взвешенных наносов; 4)
интенсивности подъема уровня воды во время паводков. Во вторую фазу число периодов с
повышенной водностью реки увеличивается в 3 раза, на 27% возрастает величина второго
фактора, на 22-30% - третьего и на 17% - четвертого. В это время растет число периодов с
повышенным стоком взвешенных наносов.
86
Для оценки роли русловых форм в выносе наносов из бассейна использовались данные о
деформациях поверхностей побочней и осередков. Из них наиболее информативными
оказались изменения среднегодовых максимальных мощностей слоя и объема размыва
побочней и осередков. Величины этих показателей разнонаправленно изменялись в зави¬
симости от типа русла по длине участка стационарных наблюдений. Установлено, что во
вторую фазу на двух верхних стационарах размывались русловые формы, активизировался
транспорт речных наносов. На нижнем стационаре, вблизи устья реки, за счет размыва и
выноса наносов с вышерасположенных участков произошла аккумуляция наносов.
Результаты анализа свидетельствуют, что в развитии системы "бассейн - русло" выде¬
ляются две ее фазы, различающиеся интенсивностьью экзогенных процессов. В первую
фазу параметры факторов чаще близки к среднемноголетним; из-за слабой активности
факторов по всем звеньям бассейна реки и на ее русловых формах преобладает ак¬
кумуляция. На этом фоне редки экстремальные явления (обвалы, сели и т.п.). Как реакция
на возрастание активности факторов, с 1975 г. усиливается интенсивность экзогенных
процессов по всему бассейну. Их параметры превышали среднемноголетние. Акку¬
мулятивная фаза развития экзогенных процессов резко сменяется эрозионной. В это время
происходит очищение звеньев сети от наносов, накопившихся в первую фазу, подпитка
водотоков наносами из шлейфов осыпей, размыв русловых форм и вынос наносов из
бассейна реки в береговую зону моря.
Небольшая продолжительность выделенных фаз развития эрозионно-аккумулятивных
процессов наводит на мысль об их связи с короткими солнечными циклами. В настоящее
время у многих авторов имеются попытки выявления таких связей при изучении отдельных
экзогенных процессов. Чаще они посвящены установлению зависимости между повышенной
интенсивностью того или иного экзогенного процесса с максимумом солнечной активности
11-летних циклов. Однако пока в подобных исследованиях отсутствует детальный анализ
этого явления. Привлечение к решению этой задачи существующих представлений об
особенностях деятельности гелиокосмических явлений 11-летних солнечных циклов [11]
позволило впервые [12-13] оценить их роль в смене выявленных фаз эрозионно-акку¬
мулятивных процессов и объяснить изменение их интенсивности.
В результате этих исследований установлено, что смена фаз является следствием
различной солнечной активности И-летних циклов. Согласно принятой нумерации циклов,
она более активна в нечетных циклах по сравнению с четными. Таким образом отно¬
сительно слабое развитие процессов в первую фазу есть результат соответствующего
воздействия на Землю энергии Солнца во время четного солнечного цикла. Смена его
нечетным циклом сопровождается усилением интенсивности процессов во вторую фазу.
Непосредственным импульсом их активизации в это время послужило почти одновременное
усиление деятельности широтного и меридионального типов атмосферной циркуляции в
эпоху спада солнечной активности первого цикла. Дальнейшее развитие процессов с
повышенной интенсивностью во вторую фазу проходило под влиянием гелиокосмических
явлений в течение второго нечетного 11-летнего цикла.
Выводы
27-летний ряд наблюдений над эрозионно-аккумулятивными процессами в речном бас¬
сейне охватил два 11-летних цикла солнечной активности - четный и нечетный. Различия
суммарной энергии Солнца, поступающей на Землю в каждом из циклов порождают не
одинаковую направленность и интенсивность на каждой из двух фаз развития этих про¬
цессов. Решающая роль в смене фаз принадлежит изменению режима и типа атмосферной
циркуляции. Учет порядкового номера солнечного цикла, интервала времени в пределах
каждой фазы между положением максимума солнечной активности и установленной
длительностью выделенных фаз могут быть использованы для повышения точности
краткосрочных прогнозов интенсивности эрозионно-аккумулятивных и других процессов
флювиального ряда.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Маккавеев Н.И., Никулин Ф.В., Хмелева Н.В. и др. Результаты стационарных исследований эрозионных
и склоновых процессов в Абхазии // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1977. № 2. С. 86-92.
2. Никулин Ф.В. Новый метод изучения механизма и скорости движения чехла обломков на крутых
склонах // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1975. С. 82-88.
87
3. Хмелева Н.В., Самойлова А.А. Опыт оценки роли атмосферных осадков при стационарных
исследованиях экзогенных процессов в горах // Геоморфология. 1993. № 4. С. 61-67.
4. Землетрясения в СССР в 1963 г. М.: Наука, 1968. 283 с.
5. Хмелева Н.В., Шевченко Б.Ф. Результаты 25-летних наблюдений осыпи в долине р. Жоэквара (Абха¬
зия) // Геоморфология. 1992. № 1. С. 96-102.
6. Хмелева Н.В., Шевченко Б.Ф. Развитие продольного профиля временных водотоков в условиях горных
массивов Черноморского побережья Абхазии (по многолетним наблюдениям) // Геоморфология. 1978.
№ 3. С. 100-104.
7. Виноградова Н.Н. О роли побочней и осередков в транспорте наносов горных рек // Вести. МГУ.
Сер. 5. География. 1987. № 6. С. 98-102.
8. Виноградова Н.Н. Изменения гранулометрического состава руслообразующих наносов на побочнях
горных рек и определяющие их условия // Геоморфология. 1995. № 1. С. 30-37.
9. Хмелева Н.В., Виноградова Н.Н., Шевченко Б.Ф. и др. Денудация и наносы горных рек Черноморского
побережья Грузии // Геоморфология. 1988. № 1. С. 78-83.
10. Виноградова Н.Н., Самойлова А.А., Хмелева Н.В. и др. Об особенностях русловых деформаций горных
рек и их роли в балансе наносов береговой зоны // Береговая зона моря. М.: Наука, 1981. С. 94-101.
11. Хмелева Н.В. Опыт применения длительно-периодических стационарных исследований с использованием
фототеодолитных съемок при изучении экзогенных процессов (на примере горных территорий) //
Геоморфология. 1986. № 4. С. 58-64.
12. Болотинская М.Ш., Слепцов Б.А. О влиянии солнечной активности на многолетние изменения
повторяемости форм атмосферной циркуляции // Проблемы Арктики и Антарктики. 1964. Вып. 18.
С. 48-56.
13. Хмелева Н.В. О воплощении идеи А.Л. Чижевского о влиянии гелиокосмических явлений на развитие
эрозионно-аккумулятивных процессов //Тез. Юбил. сессии РАН "Леонардо Да Винчи XX в. К 100-летию
А.Л. Чижевского". 1997. С. 133-134.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 20.11.98
SHORT-PERIOD CYCLE OF EROSION-ACCUMULATION PROCESSES
IN THE MOUNTAIN RIVER BASIN
N.V. KHMELEVA, N.N. VINOGRADOVA, B.F. SHEVCHENKO
Sum mary
The mechanism of erosion-accumulation processes in the mountain river valley was studied. The data on
precipitation, seismic activity, hydraulic regime as well as phototheodolite images of test sites during 27 years’
observations were used. Two phases were revealed in the valley development: accumulative and erosional. Together
they constitute 26-27-year cycle. The latter corresponds to two 11-year cycles of solar activity; thence atmospheric
circulation appears to be the main factor of erosion changes.
88
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JN® 2
апрель-июнь
2000
ХРОНИКА
14-е ПЛЕНАРНОЕ СОВЕЩАНИЕ МЕЖВУЗОВСКОГО
НАУЧНО-КООРДИНАЦИОННОГО СОВЕТА
ПО ПРОБЛЕМЕ ЭРОЗИОННЫХ, РУСЛОВЫХ И УСТЬЕВЫХ
ПРОЦЕССОВ ПРИ МГУ
14-16 сентября 1999 г. в г. Уфе на базе Башкирского государственного университета состоялось
очередное - 14-е пленарное совещание Межвузовского научно-координационного Совета по проблеме
эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ. В совещании приняли участие ученые вузов,
объединяемых Советом - Алтайского, Башкирского, Казанского, Московского, Пермского, Удмуртского
государственных университетов, Брянского, Волгоградского государственных педагогических универси¬
тетов, Московского педагогического государственного университета, Кубанского государственного аграр¬
ного университета, Галльского университета (Германия), а также Башкирского государственного педаго¬
гического университета, Абхазского университета, республиканских и местных заинтересованных научно-
исследовательских, проектных, производственных организаций и ведомств.
Материалы совещания в форме публикаций заказных докладов и кратких сообщений были представлены
от 185 ученых-исследователей и практиков из России, Украины, Белоруссии, Узбекистана, Литвы, Армении,
Китая, Германии, Польши.
Основное внимание в работе конференции было уделено результатам исследований по проблемам
проявления эрозионно-аккумулятивных процессов в различных природных и природно-антропогенных
условиях. Затронуты вопросы динамики русловых потоков, гидравлических сопротивлений, формирования
стока наносов, математического моделирования эрозионных и русловых процессов.
На пленарном заседании, исполняя решение последнего (Псковского) совещания, с развернутыми
докладами выступили Н.И. Алексеевский, К.М. Беркович, Р.С. Чалов (МГУ) и А.М. Гареев (Башкирский
ГУ). Доклад Н.И. Алексеевского (с соавторами) был посвящен обсуждению проблемы подобия гидрологи¬
ческих и морфологических процессов в русловой сети. В нем подробно рассмотрены закономерности
формирования вещественных и энергетических потоков на водосборах, их трансформация по длине речной
сети, в результате которой и складывается специфика динамики эрозионно-аккумулятивных систем. Доклад
К.М. Берковича (соавтор Н.Б. Барышников) включал в себя подробный анализ отечественного опыта
исследований влияния русловых карьеров на русловые процессы. Авторы предложили собственный взгляд на
причины разной реакции речных русел на изменение объемов добычи аллювия, подчеркнув, что до
настоящего времени еще недостаточно разработана физическая концепция изменения динамики потока,
стока донных наносов и морфологии русел при разработке русловых карьеров.
Глубокий по содержанию, претендующий иметь общенаучную значимость (в работе совещания
участвовали геоморфологи, гидрологи, почвоведы, гидротехники, ландшафтоведы) доклад Р.С. Чалова был
посвящен проблемам экологизации естественных наук. Рассмотрены вклад и роль экологии в формировании
новых научных направлений, в частности, экологического русловедения. Значительное место в выступлении
докладчика заняли сравнительно новые для русловедов вопросы гуманитарного плана. Русловые процессы
представлены с позиции неблагоприятных условий для жизни и деятельности людей. Важное место в
докладе было также уделено собственно теоретическим построениям в рамках новой научной дисциплины -
определены объект, предмет и задачи экологического русловедения.
Методические вопросы пространственно-временного анализа развития ускоренной эрозии рассмотрены в
докладе А.М. Гареева. На примере юга Уральского региона, характеризующегося интенсивным проявле¬
нием ускоренной эрозии, докладчик проиллюстрировал масштабы ущерба нанесенного сельскому хозяйству
этим процессом. В качестве косвенного метода оценки масштабов эрозионных процессов предложено
использование показателя мутности речных вод. По мнению ученого такой подход позволит разработать
89
наиболее достоверные эколого-экономические критерии оптимизации природопользования и природоохран¬
ных мероприятий.
Тематика научных сообщений представителей вузов и других организаций, выступивших на совещании,
была традиционно разнообразна и, вместе с тем, органичена по своей научной направленности, - в каждой из
них рассматривались один или несколько блоков единой системы эрозионно-аккумулятивных процессов.
В выступлении К.М. Берковича и Л.В. Злотиной (МГУ) обобщен отечественный опыт руслового
анализа. Исторический подход, использованный авторами для данного научного направления, позволил им
сформировать предмет, цели, методы исторического русловедения.
Результаты исследований региональных особенностей развития русловой эрозии были представлены в
докладах ученых Казани, Москвы, Уфы. Скорости плановых смещений русел рек юга Татарстана
проанализированы И.А. Серебренниковой, Г.П. Бутаковым и др. (КГУ). С.Н. Рулевой и В.В. Сурковым
(МГУ) рассмотрены особенности развития русловых процессов на р. Катуни в результате выправления русла
и разработок карьеров. Результатом работ стала перестройка структуры пойменных природных комплексов.
О причинах миграции русла нижнего течения р. Белой сообщено О.Г. Турикешевым (БашГПИ). Свои
взгляды на особенности развития русла Среднего Амура в условиях асимметричной антропогенной нагрузки
высказал А.В. Чернов (МГУ). Сравнение динамики российского и китайского берегов позволило
исследователю поставить вопрос о соразмерности и вкладе антропогенных и природных факторов в
руслоформирование крупных рек.
В ряде сообщений представлены данные о влиянии других экзогенных процессов на формирование
речных русел. Так исследованиями Е.Ф. Зориной (МГУ) установлена связь образования русловых форм с
формированием конусов выноса крупных оврагов. Теоретические и прикладные аспекты изучения
закономерностей современного формирования карстовых участков речных долин, в том числе и русел,
рассмотрены Н.Н. Назаровым (ПермГУ). Локальная активизация скоростей накопления аллювия в местах
поглощения поверхностных вод карстовыми полостями и выщелачивание коренного ложа долин приводит к
относительному понижению уровней 1 и 2 надпойменных террас и, напротив, повышению уровня поймы.
Традиционно на ежегодных совещаниях в рамках Совета живо обсуждается вопрос по оценке
перераспределения наносов в системе склон междуречья - балочная долина. О масштабах и особенностях
накопления минерального вещества в отдельных частях сельскохозяйственно освоенного бассейна сообщено
В.Н. Голосовым (МГУ). В качестве основного метода исследователем предлагается использовать радио¬
изотопный метод (цезий-137). О результатах наблюдений за последствиями экстремального ливневого слива
на одной из балок, расположенной в Тульской области, и переотложении наносов представлено в докладе
того же исследователя с соавторами (Н.Н. Ивановой и В.М. Маркеловым).
Оценке влияния факторов эрозии на интенсивность размыва почв также посвящено несколько
сообщений. В частности, анализ региональных факторов сопротивления пахотных почв размыву в Евро¬
пейской части России был сделан Г.В. Бастраковым и В.Т. Демиховым (БрянскПГУ). Роль лесных массивов
в предотвращении и снижении темпов овражной эрозии рассмотрена С.Н. Ковалевым (МГУ). Иссле¬
дователем отмечается вариативность защитной роли лесной растительности в различных природных
зонах.
Важное место в работе совещания составило обсуждение докладов "экологического блока". Влиянию
добычи полезных ископаемых на поверхностные воды Башкирии посвящено выступление коллектива
авторов, представляющих министерство ГО и ЧС, институты и др. ведомства республики (С.К. Мустафин,
А.А. Фаухутдинов и др.). Об экологическом и физико-географическом значении седиментов и взвешенных
веществ в различных районах Германии было сообщено немецкими участниками совещания из Галльского
университета (М. Цирд, Л. Доблер и др.). Пыльным бурям как экологическому бедствию степной зоны
России посвящено выступление А.Н. Сажина (ВолгоградПГУ). Исследователем сделаны выводы о
возможности вовлечения минерального вещества в систему глобальной миграции.
Во многих выступлениях обсуждались результаты исследований региональных особенностей эрозионного
рельефообразования и формирования природно-ресурсного потенциала территории. Тенденции развития
эрозионных процессов в Башкирии рассмотрены А.М. Гареевым и С.И. Мусиным (БашГУ). Подробный
анализ распространения и особенностей малых рек Нижегородского Заволжья представлен Е.Г. Киселевой и
А.В. Черновым (МГУ). Эрозионно-аакумулятивные процессы и особенности морфометрии пойм малых рек
Удмуртии рассмотрены в выступлении А.А. Перевощикова (УдмуртГУ). По этому же региону проведен
анализ природно-ресурсного потенциала нивально-эрозионных форм (И.Е. Егоров, Л.Р. Терентьева).
Климату Алтайского региона, как фактору эрозионного рельефопреобразования посвящено сообщение
О.С. Тарасовой (АлтайскГУ). Впервые на совещаниях Совета прозвучала тема военного фактора в
развитии эрозии. В выступлении И.В. Тания (Абхазский университет) представлены данные исследований
эрозии почв на землях, нарушенных во время военных действий (воронки, окопы и др.). Материал об
экстремальных проявлениях овражной эрозии на востоке Русской равнины был обобщен И.И. Рысиным
(УдмуртГУ). Сравнив данные по динамике оврагов Татарии и Удмуртии, исследователь пришел к выводу о
возрастании роли положительных годовых аномалий процесса в южном направлении.
90
Ландшафтные условия развития эрозионных процессов в бассейне р. Урал охарактеризованы в
сообщении Р.Ш. Кашапова и Г.Р. Фахретдинова (БашПГИ).
Хорошей традицией на совещаниях Совета стало представление новых картографических материалов
(рабочих вариантов, макетов изданных карт). Очередной "продукт" представлен коллективом авторов из
лаборатории эрозии почв и русловых процессов (МГУ). Карта овражных выносов в верхние звенья
гидрографической сети Европейской территории России м-ба 1:2500000 по мнению авторов (Е.Ф. Зорина,
Б.П. Любимов, И.И. Никольская, С.Д. Прохорова) может быть использована при общих расчетах баланса
антропогенной эрозии и ее влияния на обмеление малых рек. Приятной неожиданностью для многих членов
Совета стала презентация новой цветной карты "Морфология и динамика русел рек Европейской части
России и сопредельных государств" м-ба 1:2000000, изданной Роскартографией (главный редактор
Р.С. Чалов, зам. гл. редактора А.В. Чернов).
Кроме традиционных для подобного совещания научных тем, прозвучали и сообщения, научная
направленность которых становится все более привычной для членов межвузовского Совета. Прежде всего,
это относится к денудационно-аккумулятивным процессам на берегах и ложе водохранилищ. О системе
мониторинга экзогенных процессов на берегах камских водохранилищ сообщено в выступлении Н.Н. На¬
зарова (соавторы Э.А. Аликин, В.М. Анисимов и др.). Т.П. Девятковой и А.Б. Китаевым (ПермГУ) дана
оценка геодинамических процессов на Камском водохранилище в связи с его современным освоением.
Подходы к определению зависимости между скоростью размыва и скоростью потока по данным переработки
волнами берегов откосного профиля представлены исследователями из Кубанского аграрного университета
(В.С. Аникин, Л.Н. Гаврюхова, А.Т. Гаврюхов). Другой, также сравнительно новой темой является внед¬
рение ГИС в решение научных и прикладных задач. Работа по проблеме использования нейронных сетей в
геоинформационном анализе рельефа как фактора эрозии почв проведена О.П. Ермолаевым и А.А. Са¬
вельевым (КГУ).
В работе совещания приняли участие большое количество ученых и практиков непосредственно из вузов
и других организаций Башкортостана. В своих выступлениях А.Ф. Нигматуллин, З.Б. Латыпова, Р.И. Ки-
райдт, В.П. Непочатых, В.С. Горячев, Л.Е. Вилесова, А.И. Кудряшов и др. коснулись многих важных
эрозиоведческих проблем своей республики.
В работе круглого стола, организованном в последний день совещания, состоялся откровенный разговор
о путях преодоления трудностей во взаимоотношениях между республиканскими властными структурами,
федеральными службами и вузовской наукой. Первые лица министерства по ГО и ЧС, Бельского бас¬
сейнового водного управления и республиканской гидрометеорологической службы рассказали присутст¬
вующим о планах реализации научно-технических программ по стабилизации экологической обстановки,
обостряющейся в связи с активной деятельностью эрозионных процессов в республике. Своим опытом по
взаимодействию с подобными структурами в своих регионах поделились представители Пермской области и
Татарстана.
По результатам совещания были приняты решения, в частности, начать подготовку к 15-му пленарному
совещанию в октябре 2000 г. в г. Волгограде.
Н.Н. Назаров
НАУЧНЫЙ СЕМИНАР ПО МОРФОЛОГИИ РЕЛЬЕФА
Периодически проводятся в Иркутске геоморфологические семинары, организуемые Геоморфологической
комиссией РАН, Институтом земной коры СО РАН и Восточно-Сибирским отделением Русского
Географического общества. Очередной семинар состоялся 5-7 октября 1999 г.
К началу семинара был опубликован сборник тезисов докладов "Морфология рельефа" ученых России,
Украины, Германии и Польши. Тематика заявленных 58 докладов охватывала широкий круг вопросов,
касающихся морфологии рельефа.
В первом докладе семинара Ю.И. Лоскутов подробно рассмотрел различное понимание термина
"морфология рельефа" и вопросы картирования рельефа. Два следующих сообщения (Ю.В. Рыжова и
А.Г. Алешина) были посвящены анализу морфологии вулканических форм рельефа и орографии Юго-
Западного Прибайкалья.
Д.А. Тимофеев основное внимание уделил понятию "морфология рельефа", которое включает морфо-
графию (описание форм), морфологию (измерение форм) и морфологическую структуру. Анализ морфологи¬
ческой структуры основан на делении форм земной поверхности на элементарные части, его цель - познать
закономерности взаимосвязей, выражающихся в определенном порядке их сочетаний и изменений положения
в пространстве и времени.
91
Ю.Г. Симонов подробно остановился на истории, современных проблемах и перспективах морфоло¬
гического анализа рельефа. Он предлагает от морфологического описания перейти к морфологическому
сравнению, от сравнения к корреляции и далее - к историко-генетическому объяснению морфогенеза. Одной
из проблем морфологии рельефа он считает определение необходимого и достаточного числа параметров,
описывающих свойства формы, а также определение способов их показа на морфометрических и
морфологических картах.
Доклад А.Г. Золотарева затрагивает одну из ключевых проблем геоморфологии - границ и переходных
элементов рельефа. Выделены три основные переходные зоны, сформулировано понятие "переходный
рельеф" и представлены критерии выделения форм такого рельефа. В сообщении Ю.В. Рыжова
рассматривалась морфология древних и современных эрозионных форм рельефа. С.А. Макаров сообщил о
результатах исследований морфологии форм микрорельефа на склонах Прибайкалья, представил данные о
их возрасте и сохранности в различных условиях.
В докладе В.П. Чичагова "Морфология дефляционного рельефа" основное внимание уделено
морфологической характеристике рельефа равнин Восточной Монголии, где различаются два органически
связанных типа дефляционной деструкции - ареальная и линейная, а кроме того, по интенсивности ее
проявления- ветровая и ураганная.
Доклад В.А. Снытко и А.Б. Буянтуева посвящен Приселенгинским котловинам как объектам морфо¬
логической классификации, для чего использованы измеренные по картам морфологические показатели и
ландшафтная карта территории. Классификация котловин проведена по шести уровням. Морфологии
основных форм спелеорельефа и унификации терминологии карста посвящено сообщение Е.В. Трофимовой.
Т. Щипек и В.А. Снытко остановились на очень важном аспекте морфологии - подобии форм рельефа в
пустынях и на рельефоидах, созданных в различных типах рыхлых отложений.
В докладе Л.Н. Ивановского основное внимание уделено морфологии альпинотипного рельефа
прогрессивного и деструктивного этапов развития. При деградации такого рельефа происходит последо¬
вательное разрушение крупных форм и их замена формами меньшего размера.
Морфология рельефа побережий морей и ее влияние на рельефообразующие процессы, новые данные о
перемещении наносов вдоль берегов морей и озер на различных глубинах и морфология создаваемых
подводными течениями форм рельефа рассмотрены в докладе Л.А. Жиндарева.
В.И. Мысливец посвятил доклад анализу структуры глобального морфогенеза и ее морфологическим
аспектам. Он подробно рассмотрел планетарную морфосистему Земли, ее границы и подсистемы на уровне
полушарий, континентов и океанов, крупных региональных систем.
Анализ морфологии склонов побережья оз. Байкал в условиях интенсивных прогибаний котловин и
осадконакопления - тема доклада Б.П. Агафонова. О.И. Баженова подробно остановилась на изучении
микро- и нанорельефа степей и лесостепей Сибири и использованию морфологии при реконструкции
морфоклиматических ситуаций. Д.Д. Перевозников доложил результаты работ по изучению морфоло¬
гической структуры рельефа и экзогенных процессов западного борта Южно-Байкальской впадины.
В ходе заседаний также были зачитаны и обсуждены доклады А.И. Спиридонова "Морфология рельефа"
и А.Н. Ласточкина "Систематика и связь форм и рисунков земной поверхности".
Всего на семинаре было заслушано и обсуждено 25 докладов и сообщений. В дискуссии выступили
Ю.Г. Симонов, Д.А. Тимофеев, В.П. Чичагов, В.И. Мысливец, Л.Н. Ивановский, Ю.И. Лоскутов,
Т.В. Николаева. Они отметили многогранность понятия "морфология рельефа", назревшую потребность
унификации терминологии, необходимость разработки теории морфологического анализа и его реализации
в геоморфологических классификациях, при составлении геоморфологических карт, в региональных
обобщениях.
Этот семинар был первым научным мероприятием, в организации и проведении которого участвовала
Ассоциация геоморфологов России, входящая в состав Русского Географического общества.
Ю.В. Рыжов, В.А. Снытко, Г.Ф. Уфимцев
92
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JVo 2
апрель-июнь
2000
Владимир Федорович Шувалов
1932-1999
13 июня 1999 г. после тяжелой болезни ушел из жизни Владимир Федорович Шувалов - один из круп¬
нейших русских исследователей геоморфологии, стратиграфии и палеогеографии мезозоя Центральной Азии.
Владимир Федорович родился 20 августа 1932 г. и всю жизнь прожил в Ленинграде, где в 1955 г. с
отличием окончил Университет, пройдя замечательную геолого-геоморфологическую школу Ленинградского
Университета тех лет. Его учителями были профессора: З.А. Сваричевская, Л.Б. Рухин, Н.М. Синицын и
др. Самостоятельную работу он начал во ВСЕГЕИ, затем трудился в Институте геологии и геохронологии
докембрия и озероведения АН СССР.
В труднейших условиях дальневосточной тайги (Приморский, Хабаровский края, Амурская обл.) с 1953
по 1961 гг. он занимался геологической съемкой, результатом которой было участие в издании двух листов
государственной геологической карты (масштаб 1:200000) и в открытии крупнейшего в России Солнечного
месторождения олова в Хабаровском крае (один из первооткрывателей).
В 1961-1965 гг. В.Ф. Шувалов - геолог-консультант по геологической съемке в Монголии. Всю
дальнейшую жизнь он связал с этой малоизученной страной, где полностью раскрылся его талант
исследователя. С 1967 г. он постоянный участник совместной Советско-Монгольской академической геоло¬
гической экспедиции, в составе которой провел 25 полевых сезонов.
Основное внимание В.Ф. Шувалов уделял комплексному изучению региональной стратиграфии, палео¬
географии, палеонтологии, палеолимнологии, тектоники мезозоя и истории развития рельефа этого об¬
ширного и слабоизученного региона. Он очень любил Монголию и не представлял себя вне ее. Сотни ки¬
лометров маршрутов, тысячи километров автодорог, жара и ветры Гоби, холод и снег Хангая остались
позади.
По своему складу он был настоящим первопроходцем и обладал особым даром находить следы древней
жизни в мощных толщах континентальных отложений. Им впервые открыты многие уникальные место¬
нахождения лимнической фауны моллюсков и остракод, а также костей и яиц динозавров и древнейших
млекопитающих, позволившие впервые с большей достоверностью датировать возраст и генезис вме¬
щающих пород. Все эти материалы, строго привязанные к геологическим разрезам, а также радиологи¬
ческие данные по базальтам, послужили основой создания новых региональных и межрегиональных
биостратиграфических схем мезозоя, которыми пользуются ученые и практики и сейчас. Разработанные для
территории Монголии, они применимы и в других областях Внутренней Азии.
93
Особо надо отметить картосоставительские работы Владимира Федоровича. Он является соавтором всех
опубликованных специализированных карт Монголии масштаба 1:1500000. Это геологическая, тектони¬
ческая, геоморфологическая карты, карты мезо-кайнозойской тектоники и геологических формаций. В.Ф.
Шувалов был соавтором карты тектоники мезозоя Центрально-Азиатского пояса. Особенно ценно, что им
впервые разработаны принципы построения палеогеографических схем и карт в масштабе 1:1500000 разных
возрастных срезов мезозоя Монголии. Имея большое самостоятельное значение для познания геологической
истории этой территории, эти карты легли в основу построения других специализированных карт -
палеогеоморфологических, палеолимнологических, использованы для показа распространения полезных
ископаемых, связанных с разновозрастными толщами мезооя.
Совместно с Г.Г. Мартинсоном, В.Ф. Шувалов разработал новое направление научных исследований -
палеолимнологию, которое активно развивалось в течение многих лет в институте Озероведения
АН СССР. Полевые геологические материалы, полученные в Монголии, были удачно использованы для
решения важнейших вопросов палеолимнологии, таких как - распространение, происхождение, развитие
древних озерных котловин, история формирования и эволюция озерных систем Монголии и связь их с
озерами сопредельных регионов Азии и др.
Исследования В.Ф. Шувалова были посвящены и рассмотрению геологических и геоморфологических
условий образования различных полезных ископаемых (уголь, нефть, цеолиты, золото и др.), общим и
региональным вопросам геоморфологии и новейшей тектоники.
В.Ф. Шувалов опубликовал более 150 научных статей и участвовал в написании 10 монографий. Можно
только удивляться, как один человек, проведший значительную часть жизни в экспедициях по большей
части в пустыне Гоби, создавая свои стратиграфические схемы "от обнажения", смог столько сделать!
А сколько планов осталось неосуществленными... Он продолжал работать, можно сказать, до последнего
вздоха. В ближайшее время увидит свет, подготовленная к изданию в Кембридже монография "Возраст
динозавров в России и Монголии", где Владимир Федорович является автором большого раздела "Меловая
стратиграфия и палеогеография Монголии". Своими трудами В.Ф. Шувалов оставил яркий след в геологии
Центральной Азии.
Откликнувшийся на печальное известие о кончине В.Ф. Шувалова его монгольский коллега, ныне
академик, директор Палеонтологического центра Монгольской Академии Наук Р. Барсболд написал:"... мы
здесь знаем, что сделал он за время работы в Монголии, которую всегда называл своей второй родиной. Во
многих и лучших трудах по геологии Монголии за последние 40 лет имя Володи идет в самых первых рядах.
Но мы знаем его не только как исследователя, он был человеком, память о котором мы сохраняем в душе
как самое дорогое, и с тем, что Володя наш ушел навсегда, невозможно смириться".
В.Ф. Шувалов активно и тесно сотрудничал с коллегами - соавторами из разных городов России и
Ближнего Зарубежья (Р. Барсболд, Н.Н. Верзилин, Лувсан Данзан, Е.В. Девяткин, Н.С. Зайцев,
Г.Г. Мартинсон, И.Ю. Неуструева, В.Ю. Решетов, Н.А. Флоренсов и многие др.).
Особенно важную роль в его жизни сыграли общность научных интересов, взаимодействие и взаимо¬
помощь с ближайшим другом и соратником - Т.В. Николаевой.
Результаты своих научных достижений он достойно представлял на международных, всероссийских и
региональных симпозиумах. За свой труд он неоднократно поощрялся монгольскими и российскими
наградами. Награжден дипломом РГО за выдающиеся научные работы в области географии.
В 1970 г. он защитил кандидатскую диссертацию и позднее подготовил докторскую, но судьба
распорядилась иначе.
Своим богатым опытом и знаниями Владимир Федорович всегда щедро делился с коллегами, оставаясь
при этом очень скромным человеком. Он полностью отдавал себя научным исследованиям, строго относился
к интерпретации фактического материала, не подтасовывал факты ради идеи. Карьерные устремления были
ему чужды. Володю любили и уважали русские и монгольские коллеги, араты Гоби.
Вера Инбер в 1926 г. посвятила стихотворение П.К. Козлову, в котором есть и такие строки:
Казалось бы, что человеку надо,
Если он на склоне лет
Может вдыхать прохладу сада
По дороге в Университет.
Однако, нет! И в верблюжьем зобе,
Храня следы воды,
Человек идет по пустыне Гоби
И ведет за собой других.
Это, в полной мере, относится и к тебе, Владимир Федорович.
В.Ф. Шувалов обладал многими талантами. Как подобает мужчине - был замечательным рыбаком и
охотником; прекрасно фотографировал, создал несколько слайдфильмов о Монголии - ее природе, людях, о
94
буддийских храмах; владел камнерезным искусством; выступал научным консультантом географической:
фильма "от Хангая до пустыни Гоби", хорошо играл на гитаре.
Осень, солнце медленно опускается за фиолетовые горы Гоби... из палатки доносится перебор струи и
хрипловатый приятный голос: "Гори, гори, моя звезда"... Это он - Владимир Федорович, Володя, "Граф
(поскольку Шувалов).
Мы не забудем тебя, как не забудем и Монголию - страну, которая осталась в твоем и наших сердцах!
Друзья и коллеги
Памяти Варламова Ивана Павловича
16 февраля 1999 г. на 76-м году жизни после тяжелой продолжительной болезни скончался главный
научный сотрудник СНИИГГиМСА, доктор геолого-минералогических наук, участник Великой Отечест¬
венной войны Иван Павлович Варламов.
Иван Павлович родился 14 января 1924 г. в с. Березовая Лука Духовницкого р-на Саратовской обл.
В 1941 г. после окончания школы, он поступил в Севастопольское военно-морское училище, а в 1943 г.
И.П. Варламов был направлен на Ленинградский фронт.
В 1951 г. И.П. Варламов закончил Саратовский госуниверситет по специальности геоморфология.
С 1951 по 1955 гг. он работал геоморфологом и начальником отряда в Якутской экспедиции Всесоюзного
аэрогеологического треста Мингео СССР. В 1955 г. Иван Павлович был переведен на работу в Горно¬
геологический институт Башкирского филиала АН СССР, где в 1957 г. успешно защитил кандидатскую
диссертацию на тему "История геологического развития Центральной Якутии с позднемеловой эпохи по
современную".
С 1963 по 1995 гг. И.П. Варламов заведовал лабораторией геоморфологии и неотектоники
СНИИГГиМСа. За это время им опубликовано 85 работ. Наиболее крупными из них являются: "Карта
новейшей тектоники Западно-Сибирской равнины" и "Геоморфологическая карта Западно-Сибирской
равнины" с объяснительными записками, "Карта новейшей тектоники нефтегазоносных областей Сибири" и
книга "Новейшая тектоника нефтегазоносных областей Сибири".
В 1989 г. он защитил докторскую диссертацию на тему "Новейшая тектоника платформенных областей
Сибири".
За время работы в СНИИГГиМСе И.П. Варламов уделял серьезное внимание научно-организационным
вопросам в области неотектоники и геоморфологии Сибири. Он принимал активное участие в работе
Межведомственной геоморфологической комиссии, а также в Международных совещаниях по составлению
карты новейшей тектоники Европы.
Как ученый, И.П. Варламов отличался оригинальным образным мышлением, творческой активностью и
способностью защищать свои взгляды.
Иван Павлович был влюблен в геологию и геоморфологию. Он был смелым человеком, способным на
неординарные поступки.
Все, кто работал вместе с ним, навсегда сохранят в своих сердцах память об этом добром, мужественном
и высокообразованном человеке.
Коллеги, друзья
95
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В.Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер,
Ю.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 18.02.2000 Подписано к печати 05.04.2000 Формат бумаги 70 х 100 */16
Офсетная печать. Уел. печ. л. 7,8 Уел. кр.-отт. 2,6 тыс. Уч.-изд. л. 9,2 Бум. л. 3,0
Тираж 318 экз. Зак. 3402
Свидетельство о регистрации № 0110281 от 8 февраля 1993 г.
в Министерстве печати и информации Российской Федерации
Учредители: Российская академия наук. Отделение океанологии, физики атмосферы и географии РАН.
Институт географии РАН
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Адрес издателя: 117864, Москва, Профсоюзная ул., 90
Отпечатано в ППП "Типография "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6
Индекс 70215
Международное академическое агентство “Наука”
Располагаясь в нескольких минутах езды до Кремля,
в начале Ленинского проспекта, гостиница “Академическая”
предлагает гостям свои услуги
Уникальное месторасположение гостиницы на пересечении транспортных артерий
города позволяет гостю добраться до любого объекта столицы в кратчайшие сроки.
В пяти минутах ходьбы от гостиницы находится Парк культуры и отдыха с мно¬
гочисленными аттракционами, ресторанами и кафе, знаменитым Нескучным садом.
Рядом - Третьяковская галерея и Выставочный центр на Крымском Валу.
В гостинице 15 этажей, 247 номеров: 145 одноместных, 48 двухместных,
42 полулюкса и 12 номеров люкс.
Начатая частичная реконструкция гостиницы позволит создать дополнительные
удобства и комфорт нашим клиентам, в первую очередь, за счет качественного улучшения
номерного фонда, расширения номенклатуры предоставляемых услуг.
Кроме гостиничных услуг, мы готовы предложить офисы в аренду в нашем комплексе.
Полагаем, что иметь офис в столь престижном и оживленном месте - залог успешного
бизнеса.
В гостиничный комплекс входит корпус “УЗКОЕ”, расположенный в живописном
тихом зеленом районе в юго-западной части города, недалеко от усадьбы “Узкое” -
памятника истории и архитектуры.
В “УЗКОМ” имеется 104 номера, из них 52 одноместных, 40 двухместных, 8 полу-
люксов и 4 номера люкс.
Для проведения конференций, деловых встреч, семинаров и приемов (до 300 человек)
к Вашим услугам конференц-зал, банкетные залы, оснащенные современной аудио¬
визуальной техникой.
К услугам гостей:
• Ресторан
• Буфет
• Банкетный зал
• Бильярд
• Конференц-зал на 50 человек
• Континентальный завтрак
в ресторане
Гостиница “Академическая” * Гостиница “Узкое”
117049, г. Москва, Ленинский пр., д. 1/2 117321, г. Москва, Литовский бульв., д. За
Служба размещения Служба размещения
© (095) 237-05-14; 959-81-57; 237-28-90 © (095) 427-36-11,427-01-11
Факс: (095) 238-25-39 Факс: (095) 427-56-00
Отдел продаж
©/факс: (095) 238-50-39
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 2000, № 2