/
Author: Маккавеев Н.И.
Tags: геоморфология учение о формах земной поверхности география геология геофизика науки о земле
Year: 1969
Text
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНАЯ
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНАЯ
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Вып. II
под редакцией
профессора Н. И. МАККАВЕЕВА
ИЗДАТЕЛЬСТВО
МОСКОВСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
1969
УДК 551.4
Печатается по постановлению
Редакционно-издательского совета
Московского университета
200—68
ПРЕДИСЛОВИЕ
Рельеф земной поверхности формируют многочисленные
процессы, различные по своей физической природе и неоди-
наково проявляющиеся в динамике природных ландшафтов.
Отсюда многочисленность возможных путей эксперименталь-
ных исследований в геоморфологии и обилие возникающих
при этом конкретных задач.
Второй выпуск работ лаборатории экспериментальной гео-
морфологии МГУ содержит результаты исследований, выпол-
ненных в 1962—1966 гг., и он состоит из трех разделов. Один
из них посвящен развитию речных излучин, второй — образо-
ванию россыпей горного хрусталя, третий — формированию
нефтегазоносных структур в условиях морского мелководья.
Хотя перечисленные темы относятся к разным областям гео-
морфологии, тем не менее, кроме частных вопросов, в них
рассматривается одна общая проблема — взаимодействие
эндогенных и экзогенных факторов рельефообразования.
Умозрительный путь, которым пытались проникнуть в ме-
ханизм взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов
отцы геоморфологии Дэвис и Пенк и по которому, к сожале-
нию, продолжают идти и некоторые современные исследова-
тели, нельзя признать научным. Но вместе с тем строгий ма-
тематический анализ при разработке данной проблемы пока
встречает большие препятствия: главные рельефообразующие
процессы, во-первых, нестационарны, во-вторых, многие из них,
кроме механических, слагаются еще из химических и биологи-
ческих явлений, в-третьих, они протекают не в одной среде,
а в двух или трех (твердой, жидкой и газообразной). Матема-
тические выражения, описывающие эти процессы, получаются
очень сложными, а решения достигаются только частные,
введением в задачи значительных упрощений. Такие решения
не вызывают полного доверия, пока не будут подтверждены »
3
опытом. Поэтому эксперименту при разработке проблемы
взаимодействия предстоит сыграть значительную роль.
Чтобы выявить .основные закономерности проявления взаи-
модействия в различных конкретных геоморфологических яв-
лениях. необходимо провести огромную работу. Опыт приме-
нения экспериментального метода к разработке этой пробле-
мы, проведенный лабораторией, невелик, но несмотря на это,
он все же дает возможность по-иному подойти к объяснению
генезиса различных форм рельефа. Так, при исследовании
особенностей развития меандр выяснилось, что их размеры и
динамика переформирований зависят не только от гидравли-
ческих .и гидрологических характеристик речного потока
(Великанов, 1950; Фридкин, 1941; Кудряшов, 1956 и др.), но и
от степени противоэрозионной устойчивости пород, слагаю-
щих русло и глубины врезания последнего, т. е. от факторов,
связанных с геологическим строением долины и тектонически-
ми движениями.
Очень своеобразно взаимодействовали тектоника и климат
при образовании равнин юго-восточного Урала, на которых
захоронены россыпи горного хрусталя. Изменения климата в
неогенчетвсртичное время оказали решающее влияние на
междуречных пространствах, где происходило выравнивание
земной поверхности. В это же самое время в крупных речных
долинах развивалась глубинная эрозия, вызванная новейшими
поднятиями Урала. Тип равнины, сформировавшейся при син-
хронном развитии двух противоположных тенденций, назван
нами диспленом, чтобы оттенить противоречивость протекаю-
щих рельефообразующих процессов.
Особенно наглядно результаты взаимодействия эндогенных
и экзогенных факторов проявляются в строении конседимен-
тационных структур, растущих на морском шельфе. Каждый
пласт осадочной толщи, слагающей структуры, образовался
при непрерывном взаимодействии тектоники и экзогенных
воздействий. Среди последних следует учитывать неравномер-
ность (во времени и пространстве) седиментации, работу волн
и течений, колебания уровня моря и другие факторы, остав-
ляющие свой след в разрезе структуры. Широко применяю-
щийся для выявления генезиса структур анализ мощностей,
в основе которого лежит гипотеза о компенсации осадками
тектонических прогибов, .в ряде случаев приводит к непра-
вильным выводам, так как игнорирует влияние экзогенных
факторов на изменения мощности пластов. Для того чтобы
подойти к правильному объяснению тех или иных особенно-
стей разреза конседиментационных структур, тектонические
исследования нужно производить в тесной связи с палеогео-
графическими.
Вторая общая проблема, на разработке которой пришлось
останавливаться при выполнении каждой из тем,—проблема
4
моделирования геоморфологических .процессов, приобретаю-
щая все большее значение по мере развития эксперименталь-
ных исследований.
Можно выделить три вида подобия: геометрическое, ре-
жимное и •силовое.
Подобие форм модели и -ее прототипа в натуре при геомор-
фологических исследованиях должно соблюдаться особенно
тщательно, поскольку основной целью исследования обычно яв-
ляется раскрытие законов развития самих форм. Опыты пока-
зали, что отступления от принципа геометрического подобия
вызывают значительные искажения результатов эксперимен-
тов. Так, замена овального (в плане) основания брахиантикли-
нальной поднимающейся структуры круглым основанием
вызвала в наших опытах уменьшение мощности осадочной
толщи на своде структуры в 1,5—2,0 раза. Принцип геометри-
ческого подобия приходится все же систематически нарушать
при устройстве мелкомасштабных моделей, вертикальный
масштаб которых обычно берется большим по сравнению с
горизонтальным. Эффект подобного искажения приходилось
устанавливать при помощи разведовательных методических
опытов. Например, при моделировании локальных тектониче-
ских структур приходилось определять, как влияет увеличение
падения пластов, вызванное искажением масштабов, на в.ну-
трипластовые перемещения материала, которые могут явить-
ся причиной значительного увеличения мощности осадочной
толщи в отрицательных и уменьшения в положительных эле-
ментах складок.
Согласно второму принципу подобия режим процесса на
модели должен быть адекватным режиму в натуре. В таком
случае уравнения, которые служат для математического опи-
сания и анализа процесса, будут одинаковы для модели и ее
прототипа и тем самым обеспечивается качественное подобие
процессов. Изменения размеров тел, которые приходится осу-
ществлять при моделировании, вызывают (в соответствии с
законом перехода количества в качество) скачкообразные
изменения процесса. Пороги таких скачков сравнительно хо-
рошо установлены только для флювиальных и эоловых про-
цессов. Так, граница между бурным и спокойным режимом
потока достаточно точно устанавливается критерием Фруда, а
между ламинарным и турбулентным — критерием Рей-
нольдса. Перевод потока из одного режима в другой сопро-
вождается существенными изменениями русловых форм (на-
пример, конфигурация меандр). Поэтому поддерживать уста-
новленный режим потока и его соответствие натуре — обяза-
тельная забота экспериментатора, осуществление которой в
большинстве случаев не вызывает принципиальных затруд-
нений.
В соответствии с принципом силового подобия соотноше-
5
ния действующих сил на модели и в натуре должны быть оди-
наковыми.
Соблюдение этого принципа позволяет производить пере-
счет данных опытов в натуру и определять количественный
результат процесса. Недостаточные знания природы сил со-
противлений и некоторых других сил не позволяют в полной
мере использовать этот принцип при геоморфологическом
моделировании. Метод размерностей, который широко исполь-
зуют для подбора условий опытов, далеко не всегда обеспечи-
вает надежные результаты. Более того, некоторые требования,
вытекающие из метода размерностей, не могут быть удовлет-
ворены при моделировании сложных процессов, определяемых
несколькими факторами. Например, при моделировании кон-
седиментационных структур, согласно теории размерностей,
следует заменять горные породы вязкими жидкостями. Одна-
ко при такой замене невозможно исследовать влияние на
структуры абразии, эрозии и других экзогенных факторов.
Вместе с тем проведенные нами опыты показали, что приме-
нение в качестве материала для моделей мелкого, отсортиро-
ванного песка обеспечивало сохранение подобия разреза
структур при изменении масштаба времени на несколько по-
рядков величины. Это противоречит теории размерностей, но
вместе с тем открывает большие перспективы для моделиро-
вания одновременно эндогенных и экзогенных процессов.
Подобие сил в основном приходится устанавливать методом
подбора, сверяя по возможности результаты опыта с данными
натуры. Таким образом находятся необходимые переходные
коэффициенты. В связи с этим большинство исследователь-
ских работ выполнялось параллельно и на лабораторных
установках, и в поле.
Применение такой методики позволило, например, найти
расчетные формулы для определения разноса крупных облом-
ков горного хрусталя от коренных источников месторождения,
что, в свою очередь, позволило решать обратные задачи —
по гранулометрическому составу россыпи прогнозировать по-
ложение ее коренного источника.
Экспериментальные исследования выполнялись под руко-
водством проф. Маккавеева Н. И. и проф. Капицы А. П.
Основные исполнители работ: Хмелева I I. В., Никифоров Л. Г.,
Самойлова А. А., Калинин А. М., Шевченко Б. Ф., Ивочки-
на Л. Г., Борисов К. К. Кроме того, в разработке отдельных
тем принимали участие аспиранты, сотрудники и студенты
Гун-го Юань, Штырин В. И., Лебедева Н. В., Каргин Д. Д.,
Смирнов А. Л.. Николаева А. С., Графов А. Г. и др.
ФОРМИРОВАНИЕ МЕАНДР
Глава I
ОБЩИЕ ОСОБЕННОСТИ РУСЛОВЫХ
ПРОЦЕССОВ НА ИЗЛУЧИНАХ И МЕТОДИКА
ИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Постановка проблемы
Излучины речного русла представляют собой одно из яв-
лений природы, поражающих своим своеобразием. Несмотря
на то что при перемещении воды .согласно закону инерции
должно сохраняться состояние прямолинейного движения, тем
не менее речной поток во многих случаях образует крутые
петли меандр, в каждой из которых регулярно повторяются
однотипные особенности рельефа русла.
Разработка проблемы меандрообразования проходила по
трем основным направлениям.
К первому направлению можно отнести работы, посвящен-
ные гидромеханике потока на повороте русла. Сюда входят
вопросы о механизме образования циркуляционных течений
при изгибе потока, структуре поля скоростей, обтекания бере-
гов, относительной величине транспортирующей способности
потока и др. Число работ, экспериментальных и теоретиче-
ских, по этим вопросам очень велико. Наиболее капитальные
монографии принадлежат А. К. Ананяну (1957) и И. А. Ро-
зовскому (1957).
Второе направление исследований -— выявление связи
между основными параметрами меандр и гидравлическими и
режимными характеристиками водного потока: расходом во-
ды, уклоном, режимом стока и т. д. Этим вопросам также по-
священо довольно много работ как экспериментальных, так
и .статистических, т. е. воздействие потока на форму меандр
изучалось в лаборатории и непосредственно в натуре. На осно-
вании экспериментальных исследований наиболее полные за-
висимости были получены Фридкиным (1945) и А. Ф. Кудря-
шовым (1959). Статистическую обработку натурных наблюде-
ний производили С. Т. Алтунин (1956), Леопольд и Вульман
(1960), Н. А. Ржаницын (1960), И. В. Попов (1964) и др.
Третье направление включает в себя вопросы о взаимо-
связи развития долины и меандр. Влияние геолого-геоморфо-
7
логических факторов на .процесс формирования долины в той
или иной мере проявляется и в характере русловых излучин.
Вместе с тем последние на каждой стадии этого процесса ока-
зывают влияние на выработку формы долины. Эти вопросы
являются наименее изученными, хотя начиная с классических
трудов Дэвиса в геоморфологической литературе, им уделя-
лось постоянное внимание. Особенно интересовало исследова-
телей происхождение врезанных меандр. Достаточно сказать,
что проблеме врезанных меандр были посвящены две круп-
ные докторские диссертации Мазуч (Masuch, 1935) и Кремера
(Kremmer, 1954). Однако вплоть до настоящего времени чет-
ких ответов ни по вопросу о развитии врезанных меандр, ни
по другим вопросам этой части проблемы не было получено.
Между тем данные непосредственных наблюдений показы-
вают, что геоморфологические условия формирования меандр
нередко оказывают большее влияние на их особенности, чем
гидравлические характеристики речного потока.
При постановке настоящего исследования предусматрива-
лась проработка вопросов, относящихся главным образом ко
второму и третьему из указанных выше направлений; при изу-
чении влияния на форму меандр гидравлических характери-
стик речного потока учитывались также и геоморфологиче-
ские факторы, влияющие на формы русла. Скромные возмож-
ности, имевшиеся для постановки экспериментов, не позволяли
широко развернуть исследования геоморфологических факто-
ров в лаборатории. Вследствие этого основные данные были
получены в результате натурных последований, выполненных
на отдельных участках Вятки, Дона, Оки и других рек.
Общие сведения о меандрах
При морфометрических исследованиях меандр очень важ-
но заранее установить характеризующие их геометрические
показатели. Неточность установления подобных характери-
стик неоднократно приводила исследователей к досадным
ошибкам, сводящим к нулю результаты их наблюдений. Так,
многие авторы не проводят различия между радиусом, харак-
теризующим кривизну излучины, и величиной стрелы прогиба,
определяющей размеры пояса меандрирования. Вследствие
этого получаются очень значительные количественные и каче-
ственные расхождения в статистических формулах. Принятые
нами обозначения элементов меандр показаны на схеме, при-
веденной на рис. 1. Эта схема нуждается в следующих допол-
нительных пояснениях. В литературе иногда применяется тер-
мин «кривизна излучины» русла. Кривизной называют вели-
чину, обратную радиусу (—\ Величину радиуса кривизны
8
излучины (г) и стрелы прогиба (у) можно измерять по внеш-
нему (вогнутому) берегу излучины, по геометрической оси
русла и по внутреннему (выпуклому) берегу. В первом случае
ширина пояса меандрирования равна 2г/, во втором — 2у+Ь
и в третьем — 2 (у 4- Ь), где b — ширина русла. Как показано
на рис. 1, наши замеры производились по геометрической оси
русла. Соотношения между радиусом и стрелой прогиба мо-
гут быть весьма различными. В связи с этим мы называем
излучины, радиус которых меньше стрелы прогиба, крутыми,
а при обратном соотношении (г>у) —пологими.
Рис. 1. Элементы меандр: г—радиус кривизны; у — стрела про-
гиба; В — ширина пояса меандрирования; L — шаг меандры; b —
ширина русла
Как крутые, так и пологие меандры могут иметь различную
форму. Чаще всего (на равнинных реках) встречаются про-
стые меандры, образованные дугами окружности, названные
нами сегментными (см. схему на рис. 2, тип I). Значи-
тельным распространением пользуются, особенно в горных
реках, меандры синусоидальной формы (тип II).
III тип —сундучные меандры, которые встречаются
на участках реки, где дно долины ограничено высокими прямо-
линейными берегами; здесь русло на некотором расстоянии
следует возле одного из высоких берегов, затем довольно кру-
то пересекает пойму, переваливая к противоположному бере-
гу, возле которого повторяется та же картина.
IV тип — омеговидные меандры, изображение кото-
рых напоминает греческую букву омегу. Для каждой из таких
меандр характерно наличие так называемых шеек — сужен-
ных. как бы пережатых участков у основания крыльев
меандр. Чаще всего можно встретить такие меандры в зонах
местного выполаживания продольного профиля, где происхо-
дит более интенсивная аккумуляция наносов.
9
V тип — заваленные меандры, стрела прогиба которых
не перпендикулярна к оси долины, вследствие чего вершина
меандры представляет собой как бы заваленную складку. Они
иногда встречаются на участках, где ширина поймы заметно
превосходит ширину пояса меандрирования и где динамиче-
ская ось потока весеннего половодья при различных уровнях
меняет свое положение на пойме.
Рис. 2. Формы меандр: I—сегментные; II — синусоидальные; III —
сундучные; IV — омеговидные; V — заваленные; VI — сложные;
VII — прорванные
VI тип—сложные меандры. Большие изгибы русла
осложнены извилинами второго порядка величины; обычно
приурочены к сильно расширенным участкам дна долины.
VII тип — прорванные меандры, пересеченные рукава-
ми, быстро развивающимися или относительно стабильными.
Последнее характерно для участков реки, где извилистое рус-
ло постепенно сменяется руслом рукавного типа.
По характеру берегов, образующих меандры, и степени их
фиксации обычно выделяют 3 типа меандр. Первый тип —
меандры свободные; берега русла низкие, затопляются
полыми водами, сложены пойменными или русловыми отложе-
ниями. Второй тип — меандры врезанные; берега высокие
незатопляемые, сложены или коренными породами, или древ-
ним аллювием, и их изображение повторяет в общем виде
10
очертания русла. Третий тип — вынужденные меандры,
образовавшиеся в результате обхода рекой препятствий в
виде блока коренных пород, мощного конуса выноса и.з овра-
га и т. п., а также в результате воздействия на реку круп-
ных притоков. Вынужденные меандры могут быть самой раз-
нообразной формы и размеров и значительно отличаются от
типичных для свободных излучин данной реки.
В природе можно наблюдать разнообразные переходы от
одного типа к другому. Например, типичные свободные меанд-
ры могут наблюдаться только в условиях полной стабильно-
сти продольного профиля реки или при условии постепенной
аккумуляции. Если же происходит врезание речного русла, то,
как правило, на участках отлогих склонов долин I надпоймен-
ная терраса местами заходит в шпору меандры. Развитие
меандр в этом случае получает несколько иное качество, так
как перелив весенних вод через шпору ограничивается. Если
смещение меандр вниз по течению замедлится, а глубинная
эрозия будет достаточно интенсивной, то такие меандры
преобразуются во врезанные, и поэтому могут рассматри-
ваться как первая стадия развития последних. В зарубежной
литературе такие меандры обычно называют скользящими.
Нередко нормально развитые свободные меандры испыты-
вают .воздействие отдельных неровностей высокого берега,
ограничивающего пойму. Поскольку эти неровности в той или
иной мере направляют струи весеннего потока, такого типа
•меандры названы нами адаптированными, т. е. до некоторой
степени приспособленными к форме берегов, ведущих весен-
нюю воду.
Из этих трех перечисленных типов меандр только один —
свободные меандры, — строго говоря, соответствует современ-
ному русловому режиму реки. Как будет показано ниже, их
рисунок может быстро измениться ,в результате смены гидро-
логического режима речного потока и только следы стариц на
пойме позволяют судить о недавно происшедших изменениях.
Что же касается врезанных меандр, то, будучи разработанны-
ми рекой, они не могут затем при смене гидрологического
режима быстро изменить первоначальную форму, благодаря
чему на участках реки, занятых подобными меандрами, изги-
бы русла могут сохраняться даже и в тех случаях, когда гид-
рологические условия не могут поддерживать извилистую
форму русла. Например, на Сев. Двине в настоящее время
свободных меандр не образуется, но на антецедентном участ-
ке возле Орлеца существуют крутые вполне развитые извили-
ны русла, соответствующие изгибам высоких берегов, сложен-
ных известняками и гипсами пермо-карбона.
Адаптированные меандры могут возникать также в раз-
личных гидрологических условиях и особенно типичны для
горных рек. где неодинаково направленная трещиноватость.
11
выходы стойких против эрозии пород, неровности бортов до-
лин, обвалы, оползни и конусы выноса притоков создают так
называемое «маятниковое» смещение главного стрежня по-
тока.
О происхождении меандр
Вопрос о причинах, способствующих образованию извилин
русла, как известно, далеко еще не решен, хотя и нет недо-
статка в гипотезах, предложенных для объяснения зарожде-
ния меандр. По подсчетам Шпенглера (Spengler, 1954), их
около 40. По нашему мнению, наибольшее -влияние на образо-
вание меандр оказывают две причины: увеличение эрозионной
и транспортирующей способности потока при изгибе его струй
и отклонение струй потока, вызванное выступающими в русло
препятствиями или впадающими притоками. Чаще всего обе
причины действуют совместно, но на отдельных участках рек
одна из них может быть преобладающей.
Увеличение транспортирующей и эрозионной способности
потока на изгибе русла вызвано тем, что здесь резко' увеличи-
вается его живая сила. Русловой поток реальной жидкости
всегда характеризуется неравномерностью скоростей отдель-
ных струй. На повороте русла эта неравномерность становится
более значительной, так как, по причине различной инерции
движения, струи стремятся образовать неодинаковые траекто-
рии и поэтому интервалы между линиями тока изменяются.
Если считать, что вероятность сужения и расширения интерва-
лов между линиями тока одинаковая, то средняя скорость те-
чения на повороте русла должна сохраниться такой же, как
на соседних прямолинейных участках русла, но вместе с тем
появятся местные более высокие максимумы скорости и, нао-
борот, зоны с относительно тихим течением.
Живая сила потока пропорциональна кубу скорости тече-
ния, и ее суммарное значение находится в прямой зависимости
от неравномерности скоростного поля.
Если представить себе какую-то- величину, составленную
из ряда переменных, каждая из которых возведена в сте-
пень т
х'п + х™ + х™ + .. . 4- х™,
причем сумма величин переменных всегда постоянна
(xi+x2 + x3+ • +хп=Л), а показатель степени т представ-
ляет собой положительное число больше единицы, то суммар-
ная величина -всего .выражения будет минимальной в случае
равенства переменных (xi =х2 = х3 = . • =хп) и максимальной,
если одна из переменных приближается к величине А, тогда
как остальные стремятся к нулю. Для наглядности представим
элементарный пример. Разделим живое сечение потока (w) на
12
2 равные части, каждая из которых площадью в один квадрат-
ный метр, и предположим, что в обоих частях средняя ско-
рость течения (и) составляет одинаковую величину, равную
2 м!сек. Куб скорости течения в каждой из частей русла будет
равен 8 м/сек, а суммарное значение произведения w-o3 будет
равно 16 Затем предположим, что скорости течения по живо-
му сечению потока распределились неравномерно: в одной
части они равны 1 м/сек, в другой — 3 м/сек, так что средняя
скорость по всему сечению осталась такой же, как и в преды-
дущем случае. Определяя суммарную величину произведения
щ-п3, получаем, что она равна 28.
Насыщение потока наносами при прочих равных условиях
пропорционально 3-й степени скорости течения (Великанов,
1948). Таким образом, в данном случае получено увеличение
транспортирующей способности потока на 75%. Имеется
очень много экспериментальных подтверждений того, что на
изгибе русла действительно возрастает как эрозионная, так
и транспортирующая способность потока. Впервые на это
явление обратил внимание А. Я. Милович (1914), который
считал, что живая сила потока на его повороте удваи-
вается, если пренебречь местными потерями энергии на изгибе
русла.
Экспериментальная проверка, выполненная Н. И. Макка-
веевым (1955) в лаборатории и натуре, показала, что дейст-
вительное возрастание живой силы потока лишь в редких слу-
чаях приближается к указанной Миловичем величине, а в
среднем обычно составляет около 50%, так как часть энергии
расходуется на преодоление местных сопротивлений. Таким
образом, в потоке, активно формирующем свое русло, изви-
лина является местным стимулятором эрозионного процесса,
что отчетливо проявляется при лабораторных опытах. Если
вода направляется по прямолинейному каналу, берега и дно
которого поддаются эрозии, то вначале поток интенсивно рас-
ширяет свое русло, сохраняя в общем прямолинейную форму
течения. Но в связи с образованием гряд и других неровно-
стей дна создаются местные изгибы струй. На участке каждого
такого изгиба наблюдается более активная эрозия, чем на
соседних участках. В результате образуется относительно
более глубокая борозда, которая постепенно все больше и
больше концентрирует в себе расходы воды.
С развитием стрелы прогиба излучины транспортирующая
и эрозионная способность проходящего по ней потока посте-
пенно уменьшается, так как увеличивается протяжение русла
и, следовательно, возрастает так называемая потеря энергии
по длине. Исследования показали, что когда стрела прогиба
(у) становится больше среднего радиуса излучины (г), то
транспортирующая и эрозионная способность потока на изги-
бе становится меньше, чем в прямом русле, если бы оно пере- *
13
секло излучину. Таким образом, крутые излучины могут быть
спрямлены потоком в половодье, когда создаются хсловия для
перелива воды через шейку излучины. Хотя коэффициенты
извилистости рек и отдельных их участков колеблются .в до-
вольно широких пределах, все же выполненные Леопольдом и
Вульманом подсчеты коэффициента для 50 рек различных раз-
меров показали, что его медианное значение равно 1.5
(Leopold и др., 1964). Очень близкое значение получено также
И. В. Поповым (1965). Эта величина соответствует установ-
ленному Н. И. Маккавесвым (1955) теоретическому значению
коэффициента, при котором интенсивность эрозии в извили-
стом и прямом руслах становится одинаковой.
Второй из указанных факторов образования излучин —
отклонение потока препятствием или впадением притоков —
представлен группой причин, имеющих неодинаковую физиче-
скую природу и по-разному воздействующих на речное русло.
В потоках с бурным течением (число Fr близко к 1 или > 1)
можно наблюдать так называемый «маятниковый» эффект.
Течение, если оно встречается под углом с линией берега,
образует здесь местный подъем водной поверхности, под влия-
нием которого происходит отражение струй к противополож-
ному берегу, где процесс 'Отражения снова повторяется. Таким
образом, стрежень потока образует несколько изгибов, радиус
которых постепенно увеличивается вниз по течению. Спокой-
ный поток обходит создающие препятствия без образования
на нижележащем участке маятниковых изгибов. Влияние при-
токов на изгиб русла также может быть различным. Во-пер-
вых, при сложении направлений течений главной реки и при-
тока объединенный поток часто следует по направлению равно-
действующей. Такое влияние притоков на изгибы течения
главной реки мы наблюдали на большой модели речной систе-
мы, описанной в предыдущем выпуске трудов лаборатории
(Маккавеев и др., 1961). Наряду с этим возможно еще .воз-
действие притока на главную реку посредством образования
мощного конуса выноса, отклоняющего ее течение, или, наобо-
рот, посредством образования глубокой промоины в устье,
куда втягивается поток главной реки, резко меняя свое на-
правление. Последний процесс описан В. В. Ломакиным
(1951), назвавшим его процессом втягивания меандр в устье
притока.
В механизме роста излучин большое значение имеют цир-
куляционные течения, возникающие при изгибе потока
(см. следующий раздел настоящей главы), работа которых
приводит к тому, что стрела прогиба излучины может посте-
пенно увеличиваться. Рост стрелы прогиба под влиянием цир-
куляционных течений ограничен, так как, во-первых, кривиз-
на изгиба излучины должна удовлетворять условию обтекания
потоком берегов и не может быть больше определенной вели-
14
чины, зависящей от ширины русла и степени кинетичности
потока, и, во-вторых, с увеличением коэффициента извилисто-
сти русла возрастают потенциальные возможности прорыва
меандр.
Можно предполагать еще и такой случай, когда с увеличе-
нием длины русла эрозионная способность потока снизится до
величины, при которой дальнейшие деформации русла станут
невозможными. Если к тому же руслоформирующая деятель-
ность половодья недостаточна для выполнения прорыва шеек
меандр, то очертания русла становятся весьма стабильными.
Меандры подобного характера, в которых нельзя найти явных
следов дальнейшего роста .или тенденций к спрямлению, не-
редко можно наблюдать на небольших реках в бассейнах
Днепра и Западной Двины (Тихомирова, 1960).
На образование и рост меандр также оказывают влияние
степень кинетичности потока, устойчивость речного русла,
величина расхода воды и другие факторы.
В бурном потоке, как принято считать, образование пра-
вильных свободных меандр невозможно. Причиной этому, по-
видимому, является очень быстрый рост местных сопротивле-
ний при изгибе бурного потока. В типичном спокойном пото-
ке местное сопротивление на изгибе обычно составляет всего
около 10% от среднего сопротивления по длине. Эти данные
приводит В. Н. Гончаров (1962). Очень близкую величину
местных потерь на изгибе получили и мы при наших лабора-
торных 'исследованиях.
В потоках с числом Фруда, близким к критическому ’или
выше критического, местное сопротивление на изгибе настоль-
ко возрастает, что в несколько раз может превосходить сопро-
тивление на .прямом участке одинаковой длины. Это явление
детально исследовали Леопольд, Багнольд, Миллер и Браш
(1960). Они установили, что уже при числах Фруда порядка
0,5 и более на излучине русла появляются стоячие волны —
своеобразные гидравлические прыжки, в которых происходит
огромная потеря энергии. На прямолинейных участках волны
возникают при показателе Фруда, вдвое большем, и значи-
тельно менее выражены. Если в спокойных потоках, при не-
значительной местной потере на участке поворота, обеспечи-
вается существенное увеличение его транспортирующей спо-
собности, то при бурном режиме местные гидравлические
потери настолько велики, что выигрыша транспортирующей
способности на изгибе потока не возникает. Тем не менее на
горных реках могут образовываться излучины под влиянием
описанных выше причин, отклоняющих течение, однако явле-
ние извилистости здесь имеет случайный характер.
На реках с неустойчивым руслом извилистость также не
возникает. В естественных условиях, как правило, русла таких
рек обычно делятся на рукава и если намечаются изгибы
15
русла, то очень 'пологие. Для потоков с переменным уровнем
воды это явление объясняется весьма просто: при малой
устойчивости русла паводок уничтожает те формы, которые
создались меженным потоком, а при низкой воде происходит
обратный процесс. Труднее объяснить потерю излучин при по-
стоянном уровне воды, как это наблюдается в лаборатории.
По-видимому, при большой подвижности гряд, перемещаю-
щихся в пределах неустойчивого русла, не успевают образо-
вываться глубокие криволинейные борозды на дне, являю-
щиеся начальным звеном в процессе развития излучин.
Излучины с хорошо развитыми стрелами прогиба обычно
встречаются у рек, берега которых сложены илистыми и гли-
нистыми грунтами, причем русло этих рек характеризуется
относительно большей глубиной (Schumm, 1960). Если берега
составлены очень устойчивыми против эрозии породами, то в
ряде случаев рисунок меандр отражает детали геологического
строения долины — ориентировку трещин, очертания выходов
интрузивных тел и т. п. В тех же случаях, когда поток может
размывать (хотя бы медленно) свои берега, степень устойчи-
вости русла определенным образом влияет на размеры и фор-
му меандр. При прочих равных условиях, чем менее устойчи-
во русло, тем более «развернуты» меандры, т. е. тем больше
их радиус кривизны, но относительная величина стрелы про-
гиба при этом убывает. При очень малой устойчивости, как
упоминалось выше, русло спрямляется.
Хюльстрем (Hjulstrom, 1942) утверждал, что излучины
русла не могут образовываться в потоках, несущих очень мало
наносов. Основанием для такого утверждения явилось то
обстоятельство, что многие реки Скандинавского полуострова,
вытекая из озер, на некотором участке от истока не имеют хо-
рошо развитых .меандр. Опыты в лаборатории показывают,
что при уменьшении твердого стока рек формы меандр изме-
няются —они становятся более пологими.
Заметное влияние на развитие излучин оказывают ледовые
явления. Тяжелый весенний ледоход, особенно когда он со-
провождается заторами, обычно способствует превращению
извилистой формы русла в фуркационную.
В заключение следует подчеркнуть, что ни в лаборатории,
ни в естественных условиях никогда не наблюдается такого
строгого чередования элементов извилистого русла, которое
могло бы подтвердить гипотезу, выдвигаемую Хюльстремом,
Экснером, Леопольдом и некоторыми другими исследовате-
лями, о существовании четкого гидравлического закона, опре-
деляющего развитие излучин. Наоборот, изменения морфомет-
рических элементов извилин по длине русла при совершенно
одинаковых гидравлических, грунтовых и режимных условиях
обычно имеют стахастичсский характер (Попов, 1965- Speigt,
1967).
16
Строго определяются лишь некоторые крайние з ;ачения
морфометрии извилистого русла. Например, является доволь-
но определенной минимальная величина отношения радиуса
кривизны к ширине русла, причем максимальное значение
этого отношения не ограничено. Очень интересны в этом отно-
шении работы В. Г. Павленко (1964), который исследовал ве-
роятность некоторых морфометрических элементов русла на
реках Обь, Иртыш и Енисей. Массовые определения кривизны
тальвега русла на отрезках равной длины (примерно сораз-
мерной с шириной русла) показали, что изменения этого мор-
фометрического элемента (в одинаковых гидрологических
условиях) следуют закону, близкому к нормальному, причем
наибольшая плотность вероятности приходится на участки,
кривизна которых стремится к нулю, т. е. прямолинейные и
почти прямолинейные.
Некоторые особенности структуры потока
на изгибе русла
На очертания меандр и режим их переформирования наи-
большее влияние оказывают следующие гидравлические яв-
ления:
а) циркуляционные течения, возникающие на изгибе по-
тока;
б) распределение по ширине русла скоростей основного
течения;
в) особенности обтекания берега потоком;
г) .изменение поля скоростей течения при колебаниях
уровня воды в реке.
Вопрос о циркуляционных течениях, возникающих на по-
вороте русла, весьма детально освещен в целом ряде работ
(Милович, 1914; Караушсв, 1960; Маккавеев, 1940; Розовский,
1957 и др.). Здесь же ограничимся только констатацией того
факта, что на повороте русла в придонных слоях потока воз-
никают течения, направленные под углом к продольной оси
русла, и поставляющие наносы от вогнутого берега к выпук-
лому. В результате деятельности этих течений вогнутый берег
реки постепенно размывается, а выпуклый наращивается.
Стрела прогиба излучины растет и вершина излучины пере-
мещается нормально по отношению к продольной оси долины.
Распределение скоростей основного течения в излучине
обычно характеризуется той особенностью, что в верхнем кры-
ле излучины стрежень приближается к внутреннему (выпук-
лому) берегу, а в нижнем — к внешнему (вогнутому) берегу.
Таким образом, стрежневая линия потока как бы смещается
относительно геометрической оси русла вниз по течению почти
на половину ширины русла. Объяснению механизма этого
явления посвящено много работ (Милович, 1914; Wittman,
2 Зак. юз
17
1938; Маккавеев, 1955 и др.). В результате такого смешения
размывается внутренний берег на протяжении верхнего крыла
излучины, а на протяжении нижнего крыла — внешний берег.
Это приводит к тому, что излучина в целом перемещается
вниз по реке. Учитывая сказанное выше о влиянии циркуля-
ционных течений, 'становится понятным, что в процессе своего
переформирования излучины одновременно совершают про-
дольные перемещения вниз по реке и поперечные перемещения
по отношению к оси долины.
Обтекание берега потоком оказывает большое влияние на
форму излучин. Там, где активное течение отрывается от бе-
рега, происходит аккумуляция и наращивание последнего.
Поэтому, как правило, берега излучин имеют плавные формы
и только в редких случаях наблюдается нарушение плавности
очертаний вследствие образования водоворотов, формирующих
эрозионные котлы. Закономерности обтекания берегов излу-
чин были исследованы в лаборатории Миловичем (1914) и
Ниппертом (Nippert, 1929). Оба исследователя пришли к од-
ному выводу, что берега излучин удовлетворяют условию
обтекания в тех случаях, когда отношение радиуса к ширине
русла не менее 3. Таким образом, излучины с меньшим отно-
шением радиуса к ширине в природных условиях не должны
быть устойчивы. Однако в наших опытах получены несколько
иные значения, характеризующие условия обтекания и, по-
видимому, предельная минимальная величина отношения ра-
диуса кривизны к ширине русла зависит от числа Фруда.
Стрежневая линия потока на излучине с изменением уров-
ня и расхода воды в реке обычно стремится переменить свое
положение в русле. Чем больше расход воды, тем более поло-
гую кривую образует стрежень потока, т. е. с увеличением
расхода воды радиус изгиба стремится к увеличению, а кри-
визна уменьшается. Соответственно с этим стрежень потока
в половодье обычно приближается к отмели выпуклого берега,
тогда как в межень он смещается в сторону вогнутого берега.
Это явление в литературе (см. сборник «Проектирование су-
довых ходов на свободных реках», 1964) получило название
«блуждание динамической оси потока». С ним связано образо-
вание протоков, пересекающих шпору излучины в ее вершине,
которое нередко наблюдается на реках с большой неравномер-
ностью стока.
Предшествующие работы по моделированию меандр
Моделирование свободных меандр производилось в ряде
лабораторий. Наибольшую известность получили работы
М. А. Великанова и Н. С. Шарашкиной (1950), Тифони и
Нильсона (1939). Фридкина (1941), Кадара (1955) и
А. Ф. Кудряшова (1956). Меандры моделировались в песча-
18
ном грунте € расходом воды порядка .нескольких литров в
секунду. Все исследователи применяли один и тот же прием
в начальной стадии опыта: поток воды пропускался через пря-
молинейную узкую канавку (пионерную траншею), которая
затем расширялась и изгибалась деятельностью самого тече-
ния. Опытами установлены некоторые определенные тенденции
в развитии меандр в связи с воздействием тех или иных фак-
торов. Так, Тифони и Нильсон отметили, что с увеличением
насыщенности потока наносами возрастает стрела прогиба
меандр, т. е. увеличивается ширина пояса меандрирования.
Фридкин установил, что радиус меандр пропорционален корню
квадратному из расхода воды и продольному уклону потока.
Первую из указанных зависимостей подтвердил своими опы-
тами Кудряшов.
Характерно, что упомянутые выше исследователи уделили
мало внимания роли геоморфологических факторов в развитии
форм русла. В частности, совершенно не был затронут иссле-
дованиями процесс формирования врезанных меандр.
Сводные данные об условиях опытов, выполненных различ-
ными исследователями, приведены в табл. 2.
Оборудование модели
Опыты по формированию меандр ставились в так называе-
мом долинном лотке (рис. 3). Общая длина этого лотка равна
12 .«, длина рабочей части — 9 м, ширина — 2 м. С помощью
синхронно работающих домкратов уклон дна лотка устанав-
ливался в пределах от 0,004 до 0,042. Вода в лоток поступала
через успокоитель, снабженный трубчатыми сетками, так что
на модель поступал параллельно-струйчатый поток.
Пройдя модель, поток впадал в концевой бассейн, имею-
щий площадь зеркала 2x2,2 м. Уровень воды в бассейне
устанавливался на нужной высоте с помощью двух телескопи-
чески выдвигаемых труб. На дне бассейна, опущенном по
сравнению с днищем лотка на 25 см, устанавливались метал-
Таблица 1
Механический состав песков, применявшихся для устройства моделей
Первый тип
Диаметр частиц, мм........... 0,5 0,5—0,25 0,25—0,1 <0,1
Состав, %........................ 0,74 28,2 66,9 4,66
Второй тип
Диаметр частиц, мм................. 0 5—0,25 0,25—0,1
Состав, %.......................... 51,4 48,6
—-------- т»
2
19
20
лические ящики-песколовки для учета количества наносов,
вынесенных потоком при формировании русла. Дно лотка вы-
стилалось слоем песка равномерной мощностью 40—50 см.
Пески использовались двух типов, их механический состав
приведен в табл. 1.
Рис. 3. Долинный лоток, головная часть
Средние диаметры песков первого и второго типов соответ-
ственно равны 0,24 и 0,30 мм. Те же самые пески, из которых
формировалась модель, подавались в поток для создания
твердого расхода по строго определенной норме, которая уста-
навливалась в соответствии с условиями каждого опыта.
В ходе опытов производились зарисовки в масштабе 1 : 20
21
очертаний русла с использованием координатника с ценой де-
ления 1 см. Высотные отметки уровня воды и рельефа на мо-
дели определялись с помощью прецезионного нивелира и спе-
циально сконструированной рейки, которая крепилась на
тележке и имела шпицен-масштаб. Одновременно с нивели-
ровкой продольного и поперечного профилей в характерных
створах замерялись живые сечения потока. Точность замеров
Рис. 4. Фотосхема модели
рельефа модели и уровня воды составляла соответственно
0,2 и 1,0 мм.
Помимо зарисовок и нивелировок фиксация рельефа мо-
дели производилась с помощью аэрофотоаппарата АФА-24,
который устанавливался на специальной тележке, автомати-
чески перемещавшейся по рельсам, укрепленным над моделью.
Аппарат был отъюстирован на конечное расстояние 2,5 м.
Чтобы придать снимкам большую отчетливость, вода во вре-
мя фотографирования окрашивалась в черный цвет. Фотосхе-
ма одной из моделей представлена на рис. 4.
Замеры скоростей потока производились методом окра-
шенной струи или поплавками. Фиксация поля скоростей те-
чения на отдельных элементах меандр велась путем фотогра-
фирования поплавков, окрашенных люминофорами и осве-
щаемых ультрафиолетовым светом при экспозиции 7s сек.
С помощью окрашенного песка, из которого создавались от-
дельные участки берега и элементы меандр, исследовались
пути и скорости перемещения наносов.
Методика и состав опытов
Опыты по формированию меандр ставились по методу
свободного моделирования. Этот метод заключается в том,
что поток сам формирует рельеф своего русла в соответствии
с заданным режимом расходов воды, характером грунта, сред-
ним уклоном и положением базиса эрозии. При работе мето-
дом свободного моделирования, если не предусматривается
исследование конкретного объекта, расчет подобия сводится
к установлению условий, обеспечивающих заданный гидрав-
лический режим потока, так, чтобы он был одинаковым как
для модели, так и для ее прототипа в натуре.
22
Поскольку 'исследовались меандры речных русел, а речные
потоки имеют турбулентный режим, поток на модели должен
был иметь глубину и скорость течения, обеспечивающие доста-
точно высокое число Рейнольдса. В различных опытах оно
составляло от 600 до 3000.
Вследствие малой глубины потока на модели его кинетич-
ность (определяемая значением числа Фруда) была высокой.
В отдельных опытах число Фруда колебалось от 0,1 до 3,2, а в
большинстве составляло 0,3—0,4. Такая высокая кинетичность
соответствует рекам горного и полуторного типа. Из-за малой
ширины лотка не удалось создать режима, близкого по степе-
ни кинетичности потока к гидравлическому режиму равнинных
рек. Дело в том, что в задачу наших исследований входило
изучение стадийности развития меандр, почему требовалась
постановка длительных опытов. Оказалось невозможным про-
пускать через модель большие расходы воды, так как в этом
случае стрелы прогиба меандр становились настолько велики,
что их вершины касались железных бортов лютка и опыт при-
ходилось прекращать на начальных стадиях развития меандр.
При малых уклонах поток терял турбулентный характер. По-
становка исследований оказалась возможной в следующем
диапазоне первичных условий: средних уклонах дна лотка от
0,010 до 0,042 и расходах воды от 0,25 до 2,0 л!сек.
Свободные меандры в природных условиях формируются
при относительно стабильном состоянии продольного профиля
реки или в стадии аккумуляции. В опытах устойчивое положе-
ние продольного профиля достигалось, помимо сохранения
базиса эрозии, путем систематической подачи наносов в по-
ток. За счет них восполнялось то количество твердого мате-
риала, которое выносил поток, эродируя сзое ложе. Норма
подачи наносов подбиралась постепенно в соответствии с дан-
ными систематических нивелировок и количеством материала,
улавливаемого песколовками. Если воспроизводилось поло-
водье и межень, то количество наносов (/?) изменялось в соот-
ветствии с зависимостью 7?=/4Q2. Здесь Q — расход воды,
А — коэффициент, который определялся, исходя из условия
стабильности продольного профиля.
Помимо установочных, было поставлено 20 основных опы-
тов. Исследования производились по принципу раздельного
изучения наиболее существенных факторов, влияющих на фор-
мирование меандр. В соответствии с этим все опыты группи-
ровались по сериям, каждая из которых объединяла несколь-
ко опытов, имеющих целью изучить воздействие на меандры
только одного фактора. Таким образом, исследовались сле-
дующие факторы: 1) расхода воды (I и II серия опытов),
2) уклона первичной поверхности (III серия). 3) интенсив-
ность снижения уровня концевого бассейна (IV серия), 4) не-
равномерности жидкого стока (V серия) и 5) режима пссту-
23
21
пающих в -русло наносов (VI серия). Из шести серий четыре
были посвящены изучению развития свободных и две (IV
и V)—врезанных меандр. Перечень опытов и характеристика
условий, -при которых они ставились, приведены в табл. 3.
Помимо основных вопросов проблемы в опытах попутно ре-
шался ряд частных задач, например, проверялось влияние
побудителя на развитие меандр, изучалась скорость смещения
отдельных элементов излучин и др.
При постановке опытов обращалось большое внимание на
то, чтобы первичный рельеф модели не мог явиться непосред-
ственной причиной начала развития меандр. С этой целью
влажный, предварительно смоченный песок в лотке выравни-
вался с помощью специального шаблона так, чтобы его по-
верхность .имела плавный уклон от бортов лотка к продольной
оси. Поперечный уклон колебался от 0,005 и до 0,015 в зави-
симости от цели опыта. Вдоль понижения, соответствующего
продольной оси «долины», проводилась прямолинейная пио-
нерная траншея. Металлический шаблон, употреблявшийся
для ее создания, имел форму трапеции, размер которой рассчи-
тывался таким образом, чтобы поток заполнил траншею до
бровок.
Большинство опытов ставилось без так называемых побу-
дителей, с помощью которых в истоке создается первональное
отклонение потока от прямолинейного направления. Такие
побудители использовались в опытах Фридкина и А. Ф. Кудря-
шова. Применение побудителей ускоряет формирование
меандр. Именно с этой целью они применялись и в некоторых
наших сложных опытах, распадающихся на ряд этапов. Обыч-
но в течение 1-го этапа в целях экономии времени с помощью
побудителя получали на модели серию меандр, которые затем
во 2-м этапе подвергали воздействию исследуемого фактора.
Продолжительность опытов определялась конкретными за-
дачами каждого из них и колебалась от нескольких десятков
до нескольких сотен часов. Опыт считался законченным тогда,
когда контрольными измерениями устанавливалось, что про-
цесс роста меандр на модели прекратился и местные перефор-
мирования не изменяют основных размеров меандр.
Глава II
СВОБОДНЫЕ МЕАНДРЫ
Стадии образования меандр
Возникновению меандр на модели предшествует этап пере-
стройки первичной прямолинейной траншеи в соответствии с
гидрологическими и гидравлическими характеристиками по-
тока. В первую очередь происходит значительное расширение >
25
траншеи за счет размыва берегов и убывания 'средней глубины.
Наряду с этим, по истечении нескольких часов после пуска
воды, первично гладкая поверхность дна траншем нарушается
образованием гряд, а в прямолинейных берегах начинают воз-
никать эрозионные выемки. В этот период песчаные гряды
относительно равномерно распределены по дну и постепенно
смещаются вниз по течению. Затем равномерное распределе-
ние гряд нарушается. Некоторые гряды догоняют другие и
объединяются с ними. Одновременно с появлением крупных
гряд образуются более крупные дуги подмываемых берегов.
Выходя из этих выемок, струи потока подходят под острым
углом к основному течению. Ниже крупных выемок берега
образуются участки с замедленным течением, где происходит
аккумуляция наносов и формируются отмели, усиливающие
отклонение течения к противоположному берегу. Возле послед-
него скорость течения увеличивается, растет глубина, что вы-
зывает местное отступание берега и образование полукруглой
выемки. Так начинают вырисовываться первые черты извилин.
В процессе формирования меандр, образующихся в лабора-
торных условиях, можно выделить три последовательные ста-
дии: I — извилины динамической оси потока, II —адаптиро-
ванные излучины, III — зрелые меандры (рис. 5).
Для первой стадии характерны сравнительно небольшие
размеры извилин, которые в основном образованы подводны-
ми грядами (побочнями), отклоняющими динамическую ось
потока то к правому, то к левому берегам. Излучины динами-
ческой оси быстро смещаются вниз по течению. Местные не-
ровности берегов относительно слабо выражены, благодаря
чему русло в основном сохраняет прямолинейное направление,
а ширина пояса меандрирования почти совпадает с шириной
долины.
Во второй стадии размеры излучин возрастают, а скорость
смещения убывает. Русло теряет своп прямолинейные очерта-
ния вследствие образования значительных неровностей бере-
гов. Вдающиеся в русло мысы коренных берегов оказывают
струенаправляющее действие на течение реки, отводя его к
противоположному берегу. Формы отдельных излучин приспо-
собляются (адаптируются) к формам неровностей берегов.
Однако эти неровности постепенно сглаживаются в результа-
те непрерывного (хотя и замедленного) смещения излучин.
В определенный момент долина в плане приобретает четко-
видную форму, распадается на чередующиеся участки расши-
рений и сужений. Такое строение дна долин часто наблюдает-
ся у равнинных рек; его обычно пытаются объяснить не зако-
номерностями русловых процессов, а влиянием различных
внешних факторов.
В третьей стадии размеры меандр продолжают еще неко-
торое время увеличиваться, но рост отдельных излучин может
26
происходить лишь за счет деформации прилежащих. Происхо-
дящая в результате этого перестройка меандр приводит не-
редко к временному их разрушению и спрямлению русла на
Рис. 5. Стадии развития излучин: I — изгибы динамической оси потока;
II—адаптированные излучины; III — зрелые меандры;
1 — первичная поверхность; 2 — прирусловые пески; 3 — русло; 4 — на-
правление течения
отдельных участках; затем излучины снова возникают, но
обычно на новых местах. После нескольких таких переформи-
рований расстояние между коренными берегами, огранпчи- »
27
вающими дно долины, 'становится несколько больше ширины
пояса меандр. Большинство выступающих мысов сглаживает-
ся. коренные берега приобретают почти прямолинейные очер-
тания и уже не оказывают существенного влияния на перефор-
мирование меандр. Эту стадию мы назвали стадией зрелых
меандр.
В общем образование меандр представляло единый непре-
рывный процесс, состоящий из цепи последовательно сменяю-
щихся стадий. Следует, .впрочем, заметить, что изгибы дина-
мической оси, с которых начиналось развитие меандр, неред-
ко возникали на модели и при последующих стадиях как при
врезании русла, так и в периоды аккумуляции наносов. Неза-
висимо от стадии общего развития русла они характеризова-
лись постоянством размеров. Причем в ряде случаев не обна-
руживалось тенденции к их увеличению и они представляли
собой вторичные образования, как бы наложенные на зрело-
разработанные меандры, осложняющие форму последних.
Образование подобных извилин связано с побочнями — круп-
ными грядами, которые могут возникать как в прямолиней-
ном, так и в извилистом русле, перемещаясь со скоростями,
обычно превосходящими среднюю скорость смещения излу-
чин русла.
Несомненно, что на естественных реках формирование
меандр может происходить и по другим схемам, так как об-
разование прямолинейной первичной траншеи — случай .в при-
родных условиях редкий.
Данную схему можно использовать в полной мере для
каналов, не имеющих береговых креплений, по которым про-
ходит поток со скоростями, достаточными для деформации
грунта. Аналогичным образом протекает возобновление излу-
чин и на участках, естественно спрямленных прорывами шеек
русловых меандр. В спрямляющих меандры протоках обычно
возникают мелкие излучины, которые, постепенно развиваясь,
достигают размеров соседних зрелых меандр.
Что же касается целей наших исследований, то для них эта
схема развития имела большое значение. Результаты морфо-
метрических анализов показали, что при одних и тех же гид-
равлических характеристиках потока и механическом составе
грунта размеры излучин существенно изменяются в зависи-
мости от стадии их развития. Например, длина шага извилин
динамической оси в среднем составляет 0,75 длины шага излу-
чин в стадии адаптации, в свою очередь последняя составляет
0,75 длины шага зрелых меандр. Таким образом, длина шага
меандр в первой стадии вдвое меньше, чем в третьей. Анало-
гичным образом изменяются и другие элементы, характери-
зующие размеры меандр. Игнорирование влияния стадийности
на размеры меандр приводит к существенным ошибкам и яв-
ляется одной из причин различия эмпирических формул, полу-
28
ченных разными исследователями для одних и тех же зависи-
мостей.
Продолжительность 'Стадии развития .излучин, так же как
и этапа, предшествующего их образованию, в условиях наших
опытов зависела от расходов воды и уклона. Чем большие
значения имели указанные гидравлические характеристики,
гем раньше начиналось образование меандр, скорее они раз-
вивались и кратковременное были стадии. В табл. 4 приведе-
ны примеры продолжительности первой .и второй стадий для
отдельных опытов.
Таблица 4
Продолжительность стадий меандрирования в зависимости от уклона
и расхода воды
Серия, опыт Pa ход, л/сек Уклон Продолжительность, час
I стадия 11 стадия сумма 1 и И стадий
III—2 0,25 0,015 24 10 J 124
III—4 0,25 0,025 9 64 73
III—5 0.25 0,030 4 40 44
III—6 0,25 0,035 3 35 38
III—2 0,25 0,015 24 100 124
II—2 0,50 0,015 18 70 88
1—2 1,00 0,015 13 26 39
При анализе таблицы надо иметь ввиду два обстоятель-
ства, влиявших на точность определения длительности стадий.
Во-первых, была допущена некоторая условность в выделе-
нии границ стадий, особенно три переходе от второй к третьей.
Критерием в их разделении служило прекращение роста
меандр. Но, как отмечалось выше, меандры периодически мо-
гут исчезать, а затем возникать снова; время, когда они отсут-
ствуют, исчисляется несколькими часами. Длительность таких
интервалов влияла на точность .выделения границ стадий. Во-
вторых, фиксация рельефа на модели не была непрерывной;
промежутки времени между зарисовками (или фотографиями)
русла составляли около 5 час. Учитывая сделанные оговорки,
на основании таблицы можно считать, что влияние уклона и
расхода воды на продолжительность стадий почти равноценно.
II если по данным таблицы роль первого из названных факто-
ров представляется более значительной, то полученная раз-
ница не выходит за пределы ошибок измерений.
Влияние указанных факторов проявляется не только в шро-
должительности стадий, но и в общем характере развития
меандр. С увеличением расхода воды 'или уклона становятся
более частыми случаи разрушения меандр и относительно бо-
лее длительными периоды, в течение которых нарушается пра-
вильный извилистый рисунок русла и «река» блуждает среди
29
островов. Следы периодических перестроек меандр сохраняют-
ся на дне долины в виде рукавов, проток и сухих ложбин.
Уклон в 0,0425 оказался как бы критическим, при котором
меандры на модели могли .возникать только при установке
побудителя в истоке.
Смещение меандр
Берега излучин обычно подвергаются деформациям на-
правленного характера. Один из берегов наращивается вслед-
ствие образования возле него аккумулятивной отмели, тогда
как противоположный берег отступает в результате его под-
мыва. Синхронные сопряженные деформации берегов приво-
дят к смещению всего русла, к изменению формы излучины и
к ее сдвигу по длине реки. Смещения излучин не хаотичны, так
как на их направление влияют два описанных выше гидравли-
ческих процесса: циркуляционные течения на изгибе русла и
своеобразное распределение поступательных скоростей по
живому сечению потока при его повороте.
Под воздействием циркуляции придонные струи потока,
косо пересекая русло, перераспределяют наносы по его ши-
рине. В результате в излучине развиваются процессы эрозии
у вогнутого берега и аккумуляции — у выпуклого. Вследствие
этого вершина излучины может перемещаться в поперечном
направлении от продольной оси к бортам долины. Своеобразие
распределения поступательных скоростей на излучине состоит
в том, что в .верхней ее половине стрежень реки приближается
к внутреннему берегу поворота русла, а в нижней — к внеш-
нему берегу. Схема расположения стрежня (линии максимума
скоростей) по отношению к геометрической оси русла пока-
зана на рис. 6.
Следствием подобного распределения скоростей в верхнем
крыле излучины является эрозия внутреннего (выпуклого)
берега и наращивание внешнего, а в нижнем крыле, наобо-
рот, — аккумуляция у внутреннего и подмыв внешнего берега.
Поэтому вся излучина перемещается вниз по реке.
Знаки векторов перемещений меняются на противополож-
ные в случае интенсивной аккумуляции, когда наибольший
слой отложившихся за равные промежутки времени наносов
имеет место в стрежневой зоне потока и в областях нисходя-
щих ветвей циркуляций. В этих случаях возможно перемеще-
ние излучин против течения реки, а также уменьшение кри-
визны изгиба вследствие аккумуляции у погнутого берега.
На процесс перемещения излучин могут также оказывать
влияние блуждание динамической оси потока при колебаниях
уровня воды, течения на пойме во время половодья, ледовые
явления и ряд других факторов.
В конечном счете, каждая речная излучина совершает
30
сложные перемещения, которые всегда можно разложить на
две составляющие: продольную и поперечную. В условиях
установившегося гидрологического режима и стабильного .про-
дольного профиля, а также при врезании реки, поперечное
смещение меандры происходит в сторону ее вогнутого берега,
а продольное — вниз по реке. Поперечное смещение небеспре-
дельно, так как излишний рост стрелы прогиба меандры уве-
Рис. 7. Составляющие переме-
щений вершины меандры:
А)—— последовательные по-
ложения вершины меандры;
«1 — вектор продольного пере-
мещения; и2 — вектор попе-
речного перемещения
Рис 6. Положение стрежня по-
тока по отношению к геомет-
рической оси русла
личивает вероятность прорыва
ее шейки и спрямления русла.
В продольном направлении
меандра может смещаться на
значительно большие расстоя-
ния.
В результате продольных и поперечных .перемещений излу-
чин на дне долины поток постепенно как бы «перелопачивает»
осадки в пределах пояса меандрирования. Накопления аллю-
вия, если базис эрозии остается постоянным и продольный
профиль реки не 'изменяется, образуют сплошную свиту, подо-
шва которой слабо наклонена вниз по течению.
При проведении экспериментов .систематически определя-
лись скорости смещения вершин излучин (рис. 7) с выделе-
нием продольной составляющей (to), параллельной оси лотка,
поперечной (и2) —.нормальной к стенкам лотка и равнодейст-
вующей (и I и? 4 «р- Скорости продольного перемещения
меандр на модели оказались значительно больше поперечных.
Максимум наблюдавшихся скоростей продольного смещения
превысил в 13 раз максимум скоростей поперечных смещений.
Средние скорости продольного смещения были в 5,2 раза
больше поперечных.
С целью проверки полученных в лаборатории соотношений
аналогичные исследования были произведены на среднем и
нижнем течении Дона и Иордана.
31
Для определения скоростей смещения меандр Дона ис-
пользовался план русла, снятый во времена Азовских походов
Петра I, изданный в 1704 г. адмиралом Кризисом в Амстерда-
ме. Контуры русла на этом плане совмещались с контурами
русла на лоцманской карте реки, составленной в конце 50-х
годов. Оценка точности плана петровского времени и описание
приемов совмещения приводятся ниже в разделе, который по-
священ анализу деформаций русла Дона за 255-летний период.
Для расчетов скоростей смещения меандр Иордана была
использована составленная Шатнером (Schattner, 1962) карта
русла этой реки, на которой было показано положение берегов
для съемок двух периодов: 1928—1935 гг. и 1962 г. Таким
образом, по карте можно было судить об изменениях меандр
за 30 лет. По Дону были проанализированы деформации
84 меандр, по Иордану — более 200. Полученные результаты
подсчетов приведены в табл. 5.
Таблица 5
Данные о деформациях меандр Дона и Иордана
Река, участок
Дон:
средний
нижний
Иордан:
средний
нижний
Скорости перемещения из-
лучин, м/год
продольные поперечные
среднее макси- маль- ное среднее макси- маль- ное
7,0 4,5 13,7 13,3 4,6 3,5 11,8 9,5
0,4 0,9 4,8 9,7 0,6 0,4 4,8 6,6
Соотношение между скоростями продольного и поперечно-
го смещения излучин для обследованных рек заметно иное,
чем полученное в лаборатории. По Дону максимумы скорости
продольного и поперечного смещения почти равны, а средняя
скорость продольного смешения только в 1,4 раза больше по-
перечного смещения. По отдельным меандрам скорость боко-
вого смещения превышала скорость продольного. Близкие
значения соотношений характерны и для низовий р. Иордана.
Однако в его среднем течении при равенстве максимумов
продольной и поперечной составляющих средняя скорость по-
перечного смещения на */з больше продольной. Отметим, что
скорость смещения меандр р. Иордана в продольном и попе-
речном направлении в среднем примерно в 10 раз меньше,
чем Дона.
32
На Иордане отмечено большое число излучин, характери-
зующихся «аномальными» переформированиями, т. е. сме-
щающихся вверх по реке и в сторону выпуклого берега.
В табл. 6 даны средние значения скоростей смещения меандр
р. Иордана с учетом направления их движения. Деление реки
на участки такое же, как и в книге Шатнера; участки III и
V находятся в среднем течении, а VI—X — в нижнем.
Наибольшие скорости смещения меандр с отрицательными
знаками (т. е. вверх по долине и в сторону выпуклого берега)
Таблица 6
Скорости смещения меандр р. Иордана, м/год
Участки Средние скорости продоль- ного смещения Средние скорости попереч- ного смещения
вниз по реке вверх по реке в сторону вог- нутого берега в сторону вы- пуклого берега
ш 2,5 1,4 1,5 0,8
IV 2,3 1,1 1,5 1,0
V 0,9 1,7 1,4 0,8
VI 2,1 1,7 2,2 1,6
VII 2,6 2,9 1,8 1,9
VIII 2,2 2,6 1,6 2,1
IX 3,6 1 ,8 1,6 0
X 1,9 3,0 1,1 1,2
соответствуют VII и VIII участкам. Здесь .в русло реки посту-
пает максимальное количество наносов, так как именно на
этих участках приводораздельные склоны долины изрезаны
особенно густой сетью оврагов, из которых выносится много
песка и круппообломочного материала.
Причина, которая вызвала существенную разницу характе-
ра смещения излучин в лаборатории и на упомянутых реках,
заключается, по-видимому, в том, что течение лабораторной
«реки» обладает относительно большей кинетичностью. Число
Фруда для потоков Иордана и Дона колеблется в пределах
0,03—0,12. Поток в лаборатории характеризовался средними
значениями числа Фруда 0,3—0,4. Инерционные составляю-
щие в потоках с высокой кинетичностью обусловливают более
интенсивное смещение стрежня потока вниз по течению по
отношению к геометрической оси русла, т. е. усиливают упо-
мянутый выше гидравлический фактор, определяющий пере-
мещение излучин вниз по реке. Непосредственное подтверж-
дение высказанных здесь соображений было получено при
анализе результатов опытов.
Скорость смещения излучин вдоль по реке находится в
прямой зависимости от числа Фруда. Что же касается скоро-
сти поперечного смещения, то она почти постоянная при
3 Зак. 103
33
Fr<0,2. При больших значениях этого числа зависимость
имеет следующий вид:
Отсюда следует, что у типичных горных рек интенсивность
боковых смещений русла относительно небольшая, у рек рав-
нинных с очень медленным течением поперечные перемещения
излучин могут преобладать над продольными. Так, на р. При-
пяти боковые перемещения излучин по широкой пойме про-
исходят обычно быстрее, чем .смещение этих же излучин вниз
по долине.
Абсолютные значения скоростей поперечного и продольно-
го смещения меандр зависят от ряда факторов. Нами была
предпринята попытка выявить скорость движения меандр в
зависимости от уклона. На основании лабораторных данных
была получена следующая формула, отражающая связь меж-
ду средней скоростью смещения излучин (неразделенной на
составляющие) и уклоном:
/2
и =--------,
219-104
где и — скорость смещения излучин, см!час; I — уклон.
Аналогичная зависимость была получена и по натурным
данным. Ее можно выразить следующими приближенными
формулами: п = 0,2 /2 км!год (для Дона); п = 0,05 /2 км [год
(для р. Нижнего Иордана). Здесь и — неразделенная на со-
ставляющие средняя скорость смещения км/год-, I — кило-
метрическое падение, см]кч.
Величина коэффициента в уравнении связи u = kl2 нахо-
дится в обратной зависимости от устойчивости русла; для До-
на она больше, чем для р. Иордана, потому что последняя,
имея русло, сложенное крупным аллювием, отличается отно-
сительной стабильностью.
Поскольку между уклоном и средней скоростью турбулент-
ного потока зависимость имеет квадратичный характер, то в
общем виде связь между скоростью смещения меандр и скоро-
стью течения (и) может быть представлена следующим обра-
зом:
и = /(п4).
Как .известно, расход влекомых наносов пропорционален
четвертой степени скорости течения (Великанов, 1948; Гонча-
ров, 1962 и др.). Поэтому между скоростью смещения излу-
чин и расходом донных наносов должна быть прямая зависи-
мость, близкая к линейной.
Полученное выражение связи между скоростью смещения
и уклоном справедливо только для свободных меандр. С уве-
34
лмчением высоты берегов интенсивность деформации плано-
вых очертаний меандр убывает. На рисунке 8 представлен
график связи, характеризующий зависимость между уклона-
ми и скоростями смещения меандр для среднего Иордана, где
наряд) со свободными широко распространены и врезанные
меандры. Хотя полученная кривая отражает прямую зависи-
мость между скоростью смещения меандр и уклоном, форма
кривой свидетельствует о значительно меньшем темпе нарас-
тания скорости смещения меандр при возрастании уклона, чем
в предыдущих случаях. Своеобразный характер полученной
зависимости объясняется
тем, что на участках с уве-
личенным уклоном количе-
ство врезанных меандр и
средняя высота берегов рус-
ла больше, чем на участках
с относительно пологим па-
дением.
Скорость смещения ме-
андр, помимо гидравличе-
ских характеристик потока,
устойчивости русла и высо-
ты берегов, зависит еще и
от стадии развития меандр.
Анализ полученных в лабо-
ратории данных позволил
установить, что в начальной
стадии развития меандр ско-
Рис. 8. Зависимость между (не-
расчлененной на составляющие)
скоростью смещения меандр (и)
и уклоном (7), полученная для
среднего Иордана. Значения и и
I осреднены для отдельных уча-
стков реки
рость их продольного и по-
перечного перемещения по модели имеет максимальные зна-
чения. В этой стадии средний максимум скорости продольного
смещения достиг 7,25 см/час, а максимум поперечного смеще-
ния был равен 1,3 см/час. В стадии адаптированных меандр
скорости их смещения (особенно продольная) убывают в не-
сколько раз. Для зрелых меандр характерны большие скоро-
сти продольного смещения, чем для адаптированных, но все
же значительно меньшие по сравнению с меандрами динами-
ческой оси. И. В. Попов (1965), по данным натурных исследо-
ваний, также установил, что скорость плановых деформаций
речных излучин максимальна на начальных стадиях их разви-
тия и убывает по мере того, как завершается их формиро-
вание.
Между формой меандр и соотношением скоростей про-
дольного и поперечного смещения имеется заметная связь.
У меандр синусоидальной формы обычно преобладают про-
дольные скорости смещения. У меандр сегментных и омего-
видных величины продольной и поперечной скоростей смеще-
ния обычно почти равнозначны.
3*
35
В заключение отметим, что скорость смещения отдельных
меандр обычно неравномерна. Временами движение их стано-
вится очень медленным, а затем убыстряется. Особенно зна-
чительны колебания скорости смещения меандры в стадию
адаптации; колена излучин, приуроченные к мысам берега,
некоторое время смещаются только по мере размыва потоком
этих мысов, т. е. очень медленно, а затем, как бы соскользнув
с мыса, со скоростью, увеличенной в несколько раз, переме-
щаются к следующему уступу берега, ниже по течению, где
движение вновь замедляется. Относительно более равномерно
перемещаются зрелые меандры.
Морфометрические особенности свободных меандр,
связанные с расходом воды и устойчивостью русла
Задача опытов. Первоначальная задача, для решения ко-
торой были поставлены первая, вторая и третья серии опытов,
состояла в том, чтобы установить, как влияют на параметры
меандр уклон и водность потока. В соответствии с этим все
опыты были проведены при одинаковом гранулометрическом
составе «аллювия» и вносимых в поток наносов. Таким путем
предполагалось выявить влияние двух основных гидравличе-
ских характеристик потока на морфометрию меандр в чистом
виде, изолировавшись от влияния геологических и других
факторов. Однако подобная «вивисекция» многофакторного
процесса чуть было не привела к неправильным выводам.
Русловый процесс характеризуется непрерывностью взаи-
модействия между потоком и грунтами, слагающими его ло-
же. Изменения живой силы потока, вызванные увеличением
или уменьшением расхода воды и уклона, отражаются на
величине одной из важнейших характеристик руслового про-
цесса — устойчивости русла. Мы полагали вначале, что
устойчивость русла определяет только интенсивность русло-
вых деформаций и влияет лишь на скорость образования
меандр. Оказалось однако, что параметры зрелых меандр не-
посредственно зависят от степени устойчивости русла, т. е.
последняя оказывает влияние не только на скорость образо-
вания. но и на характер форм флювиального рельефа.
К сожалению, скромные возможности лаборатории не по-
зволили исследовать процесс развития меандр с достаточно
полным учетом устойчивости русла. Поэтому полученные ре-
зультаты опытов имеют частное значение, позволяя выявить
лишь отдельные тенденции процесса.
Проверка количественных зависимостей, установленных
опытами, производилась путем сравнения статистических
формул, полученных по данным лаборатории и натуры. Кроме
формул, которые можно было найти в различных литератур-
ных источниках, были также использованы зависимости,
.26
установленные Н. В. Хмелевой, проводившей морфометриче-
ские исследования на Оке -и Вятке.
На Оке свободные меандры изучались на двух участках:
в границах Ижевско-Шиловского расширения, соответствую-
щего осевой части Владимирско-Костромского прогиба (Асе-
ев, 1959), ширина поймы здесь составляет 20 км; и в пределах
Рязанского .расширения, где ширина поймы составляет 13 кч.
На Вятке .исследования свободных меандр выполнены на уча-
стке между городами Слободским -и Советском, расположен-
ном в области крыла Московской -синеклизы и затем в отдель-
ных местах нижнего течения реки, главным образом, в обла-
сти Кильмезинского -прогиба.
Влияние расхода воды на радиус кривизны излучины.
Опыты, -использованные для получения зависимости, выполне-
ны при следующих расходах воды: 0,25; 0,50; 1,50 и 2,0 л!сек.
Полученные кривые связи могут быть выражены двумя урав-
нениями степенного типа: r = l,70-Qc-56 для извилин дина-
мической оси; r=l,75.Q0-60 для зрелых .меандр; где г—радиус
кривизны излучин, м; Q — расход воды, л!сек.
В первом из этих уравнений показатель степени почти та-
кой же, как и в эмпирической формуле, полученной Маккаве-
евым (1941) для извилин динамической оси потока равнинных
рек r=f (Q0’5). Во второй формуле значение показателя степе-
ни заметно больше, что можно объяснить, как будет показа-
но ниже, -изменением устойчивости русла в тех случаях, ког-
да увеличение расхода воды происходит при неизменном со-
ставе аллювия.
Влияние уклона на радиус кривизны излучин. В условиях
опытов обнаружилось, что наблюдается общая тенденция к
увеличению радиуса кривизны излучин по мере роста средне-
го уклона дна модели. Графики -связи отличаются настолько
значительным разбросом точек, что установить точно харак-
тер зависимости не представляется возможным (рис. 9). Если
условно считать связь линейной, то она может быть выраже-
на следующими -формулами: для извилин динамической оси
г=50 7, для адаптированных излучин г=53/, для зрелых ме-
андр г=65/; здесь г — радиус кривизны, м. Таким образом,
с увеличением уклона кривизна -излучин убывает. Полученная
в лаборатории зависимость совершенно противоположна той,
которая была установлена Маккавеевым (1941) для изгибов
динамической оси потока: г=/ О причинах полученного
расхождения будет сказано ниже. Отметим здесь лишь то,
что с увеличением уклона устойчивость русла лабораторной
реки соответственно убывала и это обстоятельство при пере-
носе результатов опытов в натуру необходимо учитывать.
Зависимость радиуса кривизны излучины (г) от ширины
русла (Ь). Полученные зависимости имеют следующий вид:
37
для извилин динамической оси
для адаптированных излучин
для зрелых меандр
г=2,08 Ь,
г=2,10 Ь,
г = 2,58 Ь.
При определении ширины русла не исключалась ширина
островов, что вызвало занижение коэффициентов в приведен-
ных выше зависимостях приблизительно на 25%. С учетом
этой поправки полученная зависимость для зрелых меандр
г/м
Рис. 9. Зависимость радиуса кривизны излучин (г) от уклона
(/) по данным опытов III серии:
7 — изгибы динамической оси потока; 2 — адаптированные из-
лучины; 3— зрелые меандры
очень близка к статистическим формулам С. Т. Алтунина для
полуторных рек Средней Азии и Шатверашвили для рек Кол-
хиды: г=3,5 Ь. Для равнинных рек формулы подобного рода
•отличаются более высоким значением коэффициента. Его зна-
чение составляет: по Фаргу, 4; по Ясмунду, 5—6, по Н. А. Ржа-
ницину, 4,5—5,0; по И. А. Волкову, 4—7. Согласно нашим ис-
следованиям на Вятке и Оке величина коэффициента на раз-
личных участках изменялась от 3,3 до 7,4.
Г. И. Сухомел установил, что поток при увеличении его
кинетичности получает свойство безотрывно обтекать все бо-
лее крутые повороты берега. Поэтому убывание величины ко-
эффициента в уравнении связи радиуса кривизны излучины и
ширины русла с увеличением числа Фруда является вполне
закономерным и вызвано условиями безотрывного обтекания
берега.
38
Влияние расхода воды и уклона на величину шага меанд-
ры. В результате опытов получены следующие зависимости:
для 'извилин динамической оси
для адаптированных излучин
для зрелых меандр
£=4,9-Q0’56, L =143/;
Z. = 5,0 - Q0’56, £ = 147/;
£=5.1-Q0-56, £ = 179/.
Общий вид полученных зависимостей (почти квадратичной
для расхода воды и близкой к линейной для уклона) такой
же, как и у аналогичных связей, которые были установлены
для радиуса кривизны излучины. Интересно то обстоятельст-
во, что длина шага в процессе развития меандры изменяется
сравнительно немного.
Зависимость между величиной шага меандр и расходом
воды определяли по данным лабораторных опытов М. А. Ве-
ликанов и Н. С. Шарашкина, Фридкин, А. Ф. Кудряшов,
И. А. Ярославцев. Полученные нами данные очень близко
соответствуют результатам экспериментов Великанова и Ша-
рашкиной. Остальные исследователи приводят более низкие
значения L. Возможно, что эти исследователи не получали
зрелых меандр. Так, продолжительность опытов Фридкина
была в десятки раз короче наших и все опубликованные им
зависимости, по-видимому, относятся к извилинам динамиче-
ской оси.
Связь между радиусом кривизны и шагом излучины. Обе
эти величины связываются прямой линейной зависимостью,
причем величина коэффициента в формулах, полученных для
различных стадий развития излучин, оказалась почти посто-
янной. Вид осредненной зависимости следующий: r = 0,39 L.
Поскольку на величину радиуса кривизны в какой-то мере
влияет также стрела прогиба излучины (которая может быть
различной при одинаковой длине шага меандры), то теснота
связи r — f(L) небольшая и величина коэффициентов в этом
уравнении сильно изменяется на различных участках одной и
той же реки. Так, для свободных меандр верхней Вятки вели-
чина коэффициента оказалась равной 0,10, а для нижней; Вят-
ки — 0,60. Вместе с тем на Оке коэффициент оказался рав-
ным 0,43, т. е. почти совпал с полученным для излучин лабо-
раторной реки.
Соотношение между радиусом кривизны излучины и шири-
ной пояса меандрирования (В). Получена зависимость линей-
ного вида г=АВ, где величина коэффициента составляет 1,26
для извилин динамической оси; 1,46 — для адаптированных
излучин и 1,47 — для зрелых меандр. Излучины на модели
были пологими (радиус кривизны больше стрелы прогиба) и
на реках, имеющих крутые меандры, величина коэффициента
должна быть большей. Так на нижней Оке она в среднем со-
ставляла 3,0, но на верхней Вятке—всего 1,25, т. е. быта близ-
ка к цифре, полученной в лаборатории.
39
Зависимость между величиной шага меандр и шириной
русла (Ь). Получена тесная связь, которая выражается сле-
дующими линейными зависимостями:
для извилин динамической оси
для адаптированных излучин
для зрелых меандр
£ = 5,8 6;
£ = 6,0 Ь;
£ = 7,2 Ь.
Рис. 10. Зависимость ширины
русла (&) от уклона (/):
1 — адаптированные излучины;
2 — зрелые меандры
Полученные значения коэффициентов в уравнениях связи
близки к тем значениям, которые 'приводят большинство авто-
ров статистических формул для естественных рек. Так, величи-
на этого коэффициента составляет 6,48, по Инглису; 6,06 —по
Джефферсону; от 6 до 8, — по
Н. И. Маккавеев}; от 4 до 7, —
по И. В. Попову. Следует напом-
нить, что сравнительно тесная и
слизкая к натурным зависимо-
стям связь была получена при
выводе зависимости между ра-
диусом кривизны излучины и ши-
риной русла. Таким образом,если
основные соотношения плана
излучины выражать через шири-
ну русла, то они оказываются
близкими как для больших рек,
так и для малых потоков.
Следует еще отметить, что со-
гласно сводке, выполненной Биро
(Маккавеев, 1962), во всех
статистических формулах, относя-
щихся к морфометрии речного
русла, расход воды и ширина
русла связаны квадратичной за-
висимостью b2=f(Q). Поэтому
все элементы рисунка излучин также можно выразить через
расход воды. Однако величины коэффициентов в уравнениях
связи будут находиться в зависимости от размера реки, по-
скольку такие формулы неразмерны.
Влияние уклона на ширину русла. Вопрос о характере
связи между шириной русла и уклоном имеет принципиальное
значение для установления причины некоторых расхождений
между результатами опытов и статистическими зависимостя-
ми, полученными для естественных рек. На рисунке 10 приве-
ден составленный по результатам опытов III серин график
связи между средними уклонами по длине лотка и средней
шириной русла (без вычета островов). Несмотря на большой
разброс точек, достаточно отчетливо прослеживается увеличе-
ние ширины русла по мере роста уклона.
43
Между тем во всех статистических формулах, относящихся
к естественным рекам, принята обратная связь между шири-
ной русла и уклоном Ъ = где величина показателя п, по
данным различных исследователей (Алтунин, Великанов,
Крошкин, Ржаницин, Рыбкин и др.), колеблется в пределах
от 0,3 до 0,8. Причина резкого противоречия между данными
лаборатории и результатами статистических исследований
.в натуре заключается в том, что большинство авторов .стати-
стических формул не учло влияния на ширину русла устойчи-
вости последнего.
Влияние устойчивости русла на размеры меандр. Выявле-
ние причин, обусловливающих влияние уклона на ширину
русла и размеры меандр, приводит к мысли ю том, что в дан-
ном случае весьма существенное влияние на рельеф русла
оказывает устойчивость последнего. Анализируя особенности
русла ряда рек, Маккавеев (1955) установил, что при прочих
равных условиях ширина русла находится .в обратной зависи-
мости от '.коэффициента Лохтина. Аналогичная связь может
иметь место и в отношении размеров меандр, так как они за-
висят от ширины русла.
Число Лохтина (л =—-—1 представляющее собой отноше-
\ Н км /
ние между средним диаметром частиц аллювия (d) и кило-
метрическим падением (Н км), имеет линейную размерность,
что является его существенным недостатком, так как оно
подвергается масштабному искажению. Чтобы превратить
число Лохтина в критерий (безразмерную величину), предла-
галось Маккавеевым (1940), Великановым (1950), Ржаници-
ным (1960) и др. в знаменатель этого выражения подставить
среднюю глубину реки. Подобная подстановка резко снижает
«чувствительность» показателя, так как относительно глубо-
кие участки русла являются обычно и более устойчивыми.
Глубина в уравнении удельной энергии сечения потока
/ V2 \
( Е — Н 4---) представляет собой меру потенциальной энер-
\ 2g J
гии, тогда как в процессе русловых деформаций участвует в
больших русловых потоках лишь кинетическая энергия.
Исходя из этих соображений, мы трансформировали коэф-
фициент Лохтина следующим образом: Кс — —-— 100,
Ы
где Кс — показатель стабильности русла.
d — средний диаметр частиц аллювия.
b — ширина русла.
Поставленная в знаменатель выражения ширина русла не
только придает .показателю свойства критерия, но и является
интегральным индикатором ряда факторов, влияющих на
интенсивность русловых деформаций. Тяжелый ледоход, рез- »
41
кие колебания уровня воды, штормовые ветры и др. причины
интенсивных деформаций русла способствуют обычно увеличе-
нию относительной ширины реки (за счет ее глубины) и по-
этому предлагаемый критерий является более универсальным,
чем показатель Лохтина.
Анализ результатов III серии опытов, проведенных при
постоянном составе аллювия (d=0,24 мм) и расходе воды
(0,25 л!сек) при уклонах, изменяющихся от 0,01 до 0,04, пока-
зал, что величина критерия Л'с тесно связана с уклоном
Рис. II. Зависимость между
коэффициентом устойчиво-
сти русла (Кс) и уклоном
(!)
Рис. 12. Зависимость между дли-
ной шага меандр (Z.) и коэффи-
циентом устойчивости русла (Кс)
(рис. 11) и что, следовательно, все полученные выше зависи-
мости между размерами меандр и уклоном можно выразить
через устойчивость русла.
В качестве примера на рис. 12 показан график связи вели-
чины шага меандр (L) и показателя устойчивости русла (Кг).
Как видно, с возрастанием стабильности русла шаг меандры
убывает. Кривая связи примерно соответствует следующей
, I 1
зависимости L = г—.
ККг
Заключение. В условиях опытов на размеры излучин боль-
шое влияние оказали три фактора: стадия развития русловой
формы, величина расхода воды и степень устойчивости русла.
По мере развития излучин размеры их увеличиваются
вплоть до достижения стадии зрелых меандр, когда процесс
роста прекращается. Если длина участка долины (где ширина
поймы позволяет развиваться свободным меандрам) ограни-
чена, то между соседними развивающимися меандрами про-
исходит «борьба за пространство», завершающаяся прорыва-
ми отдельных меандр, а нередко временным спрямлением ре-
ки на всем протяжении участка.
42
Связь между расходом воды и размерами меандр прямая.
Радиус кривизны и длина шага меандры пропорциональны
приблизительно корню квадратному из расхода воды. Харак-
терно, что ширина русла связана с расходом .воды такой же
зависимостью.
С увеличением степени стабильности русла, при прочих
равных условиях, радиус и длина шага меандры убывают.
В свете этой зависимости выясняется природа связи между
относительной глубиной -у- и кривизной излучин, кото-
рая со времен Фарга привлекает к себе внимание исследова-
телей. Эта зависимость всегда учитывается гидротехниками
при составлении проектов улучшения судоходных условий на
реках, а В. Н. Орлянкин (1963) успешно применил ее для
определения мощности руслового аллювия. Однако до сих пор
вопрос о причине данного явления оставался открытым.
Результаты проведенных нами исследований показывают,
что относительная глубина русла и кривизна излучин нахо-
дятся в некоторой взаимной связи благодаря общей причине—
устойчивости русла, которая является одним из главных фак-
торов, определяющих форму живого сечения речного потока,
и тем самым оказывает влияние на форму излучин.
Роль уклона в процессе формирования излучин неодно-
значная. Если уклон растет в результате увеличения относи-
тельной шероховатости русла (или сопротивлений другого
вида) и при этом устойчивость русла не снижается, то радиус
кривизны и шаг излучины могут убывать с увеличением укло-
на. Например, на реках с заросшим руслом могут образовать-
ся очень крутые кольца излучин. Если же с ростом уклона
связано увеличение кинетической энергии потока и снижение
устойчивости русла, то размеры излучин должны увеличи-
ваться.
Поэтому упоминавшаяся выше формула Н. И. Маккавеева
имеет частное значение. Она была выведена на основании ис-
следований скоростного поля на перекатах, где в межень
уклон резко возрастает под влиянием местных сопротивлений
(образованных потоком половодья гряд, а также емкостей
русла, ставших нерабочими в меженном потоке), а стрежень
течения изгибается тем круче, чем больше уклон.
В связи с двойственной ролью уклона в процессе образова-
ния русловых форм нередко приходится встречаться с такими
случаями, когда довольно значительные изменения уклона не
сказываются на размерах излучин. Так, на р. Иордан нами
были исследованы параметры свободных меандр на двух уча-
стках с весьма различной величиной среднего уклона. На од-
ном из них, где уклон составил О,18°/оо, средняя величина ра-
диусов кривизны свободных излучин составила 900 м, а дли-
ны шага — 1980 м. На втором участке, где уклон был 0,90%о,
43
величина радиусов — 860 м и длины шага — 1570 м. Увеличе-
ние уклона в 5 раз не .вызвало существенного изменения
размеров меандр.
Уклон р. Риони от г. Кутаиси и .вплоть до ее впадения в
Черное море плавно убывает. Размеры меандр по мере при-
ближения к устью значительно увеличиваются. На этом уча-
етке реки связь между радиусом кривизны меандр и гидрав-
лическими характеристиками потока подчиняется следующей
. Аналогичная связь прослеживается
зависимости: г =
и для шага меандр.
Влияние механических побудителей и прямолинейных,
устойчивых против эрозии берегов на развитие меандр
Влияние побудителей. Вопрос о влиянии на процесс меанд-
рпрования механических препятствий, встречающихся на пути
речного потока, прорабатывался нами попутно посредством
систематизации отдельных явлений, наблюдавшихся в опытах
основных серий. При этом основное внимание было сконцент-
рировано на выявлении роли так называемого побудителя —
препятствия, отклоняющего поток от прямолинейного' направ-
ления в головной части (.модели. Некоторые исследователи
придают влиянию побудителя первенствующее значение, счи-
тая, что меандры могут развиваться только в результате
«первичного толчка», вызывающего искривление русла. Пер-
вая излучина вызывает искривление русла на нижележащем
участке реки и так далее вплоть до получения серии устойчи-
вых излучин, очертания которых напоминают траекторию ма-
ятника, точка прикрепления которого постепенно спускается
вниз по течению.
Роль побудителя в наших опытах выполняла металличе-
ская пластинка, которая устанавливалась в головной части
модели, непосредственно ниже успокоителя, под углом к про-
дольной оси лотка и вызывала отклонение русла от прямоли-
нейного направления приблизительно на 35°, Удалось просле-
дить влияние побудителя в двух случаях. В первом случае
меандры возникали и без применения побудителя; влияние
последнего могло сказаться на продолжительности отдельных
стадий развития излучин и их форме. Во втором случае усло-
вия опыта были такими, что излучины в первично прямоли-
нейном русле не образовывались без применения побудителя
и последний действительно выполнил роль первичного толчка
в процессе меандрообразования.
Опыты, относящиеся к первому случаю, проводились при
уклоне 0,015 и расходе воды 0,5 л/сек. Было проведено два
опыта с указанными характеристиками потока. В одном из
44
них применялся побудитель, в другом — побудитель отсутст-
вовал. В обоих опытах наблюдалось образование излучин, ко-
торые нормально развивались вплоть до достижения стадии
зрелых меандр.
Сравнение морфометрических характеристик меандр, обра-
зовавшихся при обоих опытах, не обнаружило сколько-либо
существенной между ними разницы. Равным образом не об-
наружено заметных отличий в характеристиках потока; число
Фруда и число Рейнольдса оказались одинаковыми на обеих
моделях в стадии зрелых меандр. Влияние побудителя сказа-
лось только на продолжительности первой стадии развития
излучин; в опыте с применением побудителя она была при-
мерно вдвое короче, чем в опыте, где побудитель не приме-
нялся.
Второй случай исследовался в двух вариантах. В одном
варианте побудитель применялся для восстановления извили-
стой формы, «потерянной» потоком в ходе опыта; во втором
варианте поток, до применения побудителя, не обнаруживал
никакой тенденции к образованию извилин.
В первом варианте опыт проводился при уклоне 0,035 и
расходе воды 0,25 л!сек. Вначале на модели образовались
излучины, которые через 85 час достигли стадии зрелости, за-
тем неожиданно все излучины атрофировались, русло разде-
лилось на рукава и в дальнейшем процесс меандрообразова-
ния не возобновлялся. В целях реновации излучин был
поставлен побудитель, действие которого сказалось не сразу.
Только через 21 час после постановки побудителя, непосред-
ственно ниже его, возник первый изгиб русла. Затем, через
несколько часов, образовалась ниже по течению вторая излу-
чина, сопряженная с первой. Этим 'Образование излучин огра-
ничилось; в нижней половине модели они не возникли и русло
здесь в течение последующих 95 час (до конца опыта) оста-
лось разделенным на рукава. Образовавшиеся под влиянием
побудителя излучины были несколько меньше, чем излучины,
возникшие во время первого этапа опыта до постановки побу-
дителя. Так, средняя длина шага излучин первого этапа со-
ставила 435 см, второго — 400 см, а величина радиусов кри-
визны— соответственно 170 и 90 см.
Во втором варианте опыта модель отличалась большим
первичным уклоном, который был доведен до 0,042. В течение
44 час, когда не было установлено побудителя, никакой тен-
денции к возникновению излучин не было отмечено. Поток
образовал систему рукавов, по которым беспорядочно блуж-
дало главное течение. Среднее значение числа Фруда соста-
вило 0,7, т. е. режим потока был близок к бурному. Когда
был установлен побудитель, то через 15 час началось возник-
новение излучин и к 33 час образовались три хорошо разви-
тые меандры, растянувшиеся по всей длине модели. Харак-
45
тсрно, что ко времени их образования лоток стал более спо-
койным; число Фруда снизилось до 0,5, что вызвано увеличе-
нием длины русла, а следовательно, уменьшением уклона
приблизительно на одну треть.
Таким образом, результаты проведенных наблюдений 'по-
казывают, что механические препятствия (побудители), во-
первых, ускоряют развитие меандр и, во-вторых, несколько
расширяют диапазон условий, в которых возможно осуществ-
ление меандрообразования.
Необходимо отметить, что минимальные .размеры препят-
ствия, способного вызвать образование излучины, не должны
быть менее '/з ширины русла. Побудители меньшей длины,
равно как и отдельные камни, вымытые из песчаной толщи в
процессе эрозионного среза, зачастую не оказывали заметно-
го влияния ни на темпы процесса, ни на форму зрелых из-
лучин.
Влияние прямолинейных неразмываемых высоких берегов.
Незатопляемый в половодье крутой, сложенный коренными,
устойчивыми против эрозии породами, берег обычно «влечет
к себе воду». Динамическая ось потока следует вдоль такого
берега иногда на значительном расстоянии, не обнаруживая
тенденции отклониться от берега и образовать излучину, если
ее к этому не вынудит достаточно большой и плохо обтекае-
мый береговой мыс. Это явление можно объяснить, во-первых,
тем, что возле крутого незатопляемого берега создаются бла-
гоприятные гидравлические условия для движения потока.
Здесь отсутствует поперечный турбулентный обмен струй с
областями потока, расположенными над отмелями, и в поток
не поступают замедляющие его движение массы воды, которые
обладают меньшей поступательной скоростью. Благодаря это-
му скорости течения здесь относительно больше, чем возле
отмелого берега, при прочих равных условиях.
Второй причиной, способствующей поддержанию устойчи-
вой глубокой борозды возле неразмываемого берега, является
отсутствие здесь продуктов эрозии. Это уменьшает вероят-
ность образования здесь кос и побочней, которые могли бы
отклонить динамическую ось потока.
Под влиянием высоких прямолинейных коренных берегов
возникают меандры сундучной формы (рис. 13,/), шаг кото-
рых относительно увеличен, а вершина срезана напрямую.
В тех же случаях, когда только один из берегов высокий и
крутой, обычно наблюдается чередование меандр сундучной
и синусоидальной форм (рис. 13,//).
В лаборатории роль крутого неразмываемого берега вы-
полняли стенки лотка. Если вершина излучины приближалась
к стенке лотка, то в этом месте возникала локальная быстри-
на потока, где скорость течения возрастала на 10—15 см!сек
по сравнению с остальными участками излучины. Основной
46
причиной увеличения скорости являлась меньшая шерохова-
тость стенки лотка по сравнению с поверхностью песка. Под
воздействием усиленных скоростей течения нижняя точка кон-
такта контура излучины со стенкой лотка смещается вниз по
течению гораздо скорее, чем верхняя. В результате возле
Рис. 13. Формы меандр, образованные под влиянием высоких нераз-
мываемых прямолинейных берегов:
1 — высокий берег; 2 — отмелый берег; 3 — пойма; 4 — направление
течения
стенки образуется прямолинейный участок русла, придающий
излучине типичную сундучную форму. Иногда наблюдалось
общее спрямление русла, так как поток, промыв глубокую
борозду вдоль стенки лотка, в дальнейшем не отходил от
этой стенки.
Влияние неравномерности стока на форму меандр
Задача и схема опытов. Режим стока в сезонном и много-
летнем разрезе является важным фактором, влияющим на
процесс развития меандр. При постоянном стоке, как было
показано выше, формы меандр постепенно приходят в соот-
ветствие с водностью речного потока. Неравномерность стока
эпизодически или непрерывно нарушает это соответствие, за-
ставляя поток производить .непрерывную перестройку форм,
созданных им же самим.
47
Поставленные опыты имели целью проследить только ка-
чественные особенности процесса; проблема подобия при мо-
делировании таких явлений, как неравномерность стока, пока
еще не решена даже в самом первом приближении, и опыты
носили только «разведочный» характер.
V серия экспериментов по-существу представляла собой
один опыт, длившийся 665 час, >в течение которого производи-
лось изменение влияющих на работу потока различных соче-
таний условий. Для ускорения развития меандр в головной
части лотка был поставлен побудитель под углом 45е к про-
дольной оси лотка. Первичный уклон, приданный дну пионер-
ной траншеи, составлял 0,015. Положение базиса эрозии в
течение всей серии опытов было постоянным. Опыт можно
разделить на три этапа. В течение I этапа, длившегося
106 час, на модель поступал постоянный расход воды, равный
0,5 л)сек. Норма подаваемых в поток наносов составляла
0,1 гл. В течение II и III этапов расход воды подавался на
модель по заданному гидрографу, годовой цикл .которого рав-
нялся 7 час. Половодье продолжалось всего 3 мин-, расход
воды увеличивался до 2 л/сек, а подача наносов—до 0,35 г/л.
Остальное время «года» длилась межень, когда расход воды
(0,5 л/сек) и концентрация наносов (0,1 г/л) были такими же,
как и в I этапе опыта. Объем стока в половодье составил
всего 4% от общего годового стока, II этап длился 133 час.
По истечении этого срока пойме «реки» была придана увели-
ченная шероховатость. Что же касается режима стока воды
и наносов, то в течение III этапа опыта юн был сохранен та-
ким же,-как и был во II этапе.
lull этапы опыта. К концу I этапа, .когда формы русло-
вого рельефа достигли «зрелого» состояния, осредненные ха-
рактеристики потока были следующими: средняя скорость (по
сечению) 17,5 см)сек, поверхностная скорость течения
25,5 см!сек, число Фруда 0,6, число Рейнольда 1230, уклон
водной поверхности 0,0143. Всего сформировались четыре сво-
бодные излучины.
В паводок скорость течения возрастала до 30 см!сек (сред-
няя по сечению) и до 40 см)сек поверхностная. Под воздейст-
вием паводка русло немного врезалось, уклон в среднем тече-
нии «реки» уменьшился и в меженном потоке средняя ско-
рость течения снизилась до 15 см[сек, поверхностная — до
20 см!сек. а число Фруда — до 0,44.
Паводки быстро сказались на процессах формирования
русла. У выпуклых берегов излучин произошли отторжения
побочней. У вогнутых берегов образовались отмели .и косы.
Выше, на рис. 4 была показана фотосхема, на которой зафик-
сирован общий вид русла после прохождения трех паводков.
К концу II опыта формы и размеры меандр заметно измени-
лись. Длина шага меандр увеличилась на 40%, ширина пояса
48
меандрирования— на 70%, величина радиуса кривизны — на
20%. Характерно, что величина отношения между радиусом
кривизны излучины и шириной русла осталась прежней, так
как ширина русла под воздействием паводков также увели-
чилась приблизительно на 20%•
Соотношение между скоростью продольных и поперечных
смещений берегов излучин стало более близким к тем отноше-
ниям, которые наблюдаются у равнинных и полуторных рек.
Если в 1 этапе опыта отношение максимальных скоростей
смещения поперечной к продольной было равно 1 : 8, то во
II этапе это отношение стало 1 : 3. Уменьшение относительной
скорости продольных '.перемещений излучины вполне законо-
мерно связывается с уменьшением степени кинетичности по-
тока.
Представляет интерес то обстоятельство, что зависимость
между радиусом кривизны излучины ш уклоном (измеренным
в межень), бывшая прямой на I этапе опыта, сменилась на
обратную во II этапе. Это произошло, по-видимому, по той
причине, что в реках с неравномерным режимом стока участ-
ки с минимальными уклонами в .межень соответствуют местам’
где уклон потока в половодье максимальный и наоборот.
/// этап опыта. Увеличение шероховатости поверхности
поймы было создано путем укладки на ней гальки величиной
2—3 см, располагаемой в шахматном порядке с длиной сто-
рон квадратов 6—8 см. Галькой того же размера были укреп-
лены «коренные берега» —склоны первичной поверхности,
ограничивающие пойму и местами подходящие непосредствен-
но к руслу.
Под влиянием увеличившейся шероховатости на пойме во
время паводков наблюдалась аккумуляция особенно интенсив-
ная в прирусловой ее части. Здесь на поверхности поймы
образовались мелкие песчаные гряды. Отложение наносов на
пойме, ограничение боковой эрозии и концентрация удельных
расходов воды по руслу способствовали еще большему вреза-
нию потока. К концу опыта число Фруда снизилось до 0,29.
Как и в предыдущем этапе, с понижением числа Фруда воз-
росла относительная интенсивность поперечных смещений
берегов излучин. Укрепления «коренных» берегов были быст-
ро разрушены в местах, прилегающих к вершинам излучин.
К концу опыта ширина пояса меандрирования (по сравнению
с ее величиной в конце II этапа) возросла на 15%, а радиус
кривизны излучин — на 30%. Длина шага меандр осталась
без изменения. Таким образом, концентрация удельных рас-
ходов воды в русле путем увеличения шероховатости поймы
и коренных берегов вызвала, на первый взгляд, неожиданный
эффект — увеличение интенсивности боковой эрозии, выразив-
шейся в расширении пояса меандрирования. Однако получен-
ные результаты вполне укладываются в рамки тех закономер-
4 Зак. 103
49
ностей, которые были установлены (см. 2-й раздел настоящей
главы) в отношении зависимости между кинетичностью пото-
ка и относительной интенсивностью поперечных смещений
излучины. В данном случае значительное снижение степени
кинетичности потока по мере продолжения опыта способство-
вало замедлению продольного перемещения меандр, что позво-
лило циркуляционным течениям на крутых коленах русла
более длительно воздействовать на отдельные участки берега,
вызвав его отступание.
Опыты данной серии достаточно наглядно продемонстри-
ровали, что неравномерность стока даже в том случае, если
объем половодья составляет всего 4% от годового объема сто-
ка, заметно влияет на размеры и форму меандр. Малочислен-
ность выполненных экспериментов не позволяет построить на
их основании определенные количественные зависимости;
можно лишь говорить о наличии общей тенденции к увеличе-
нию размеров основных форм руслового рельефа, в том числе
и меандр, под влиянием работы половодья. Расход воды
половодья на модели в 4 раза превышал равномерный расход
воды, формировавшей русло в I этапе опыта. Поскольку
основные параметры меандр пропорциональны корню квад-
ратному из расхода воды, то в пределе размеры меандр мог-
ли увеличиться вдвое. Фактическое увеличение размеров
меандр было несколько меньшим, так как поток половодья не
доминировал полностью в процессе формирования русла.
Поэтому установившиеся в конце опыта параметры меандр
соответствовали некоторому фиктивному руслоформирующему
расходу воды, величина которого превышала меженный рас-
ход, но была ниже расхода воды в половодье.
Влияние на развитие излучин концентрации
наносов в потоке
Шестая серия опытов была проведена при уклоне первич-
ной поверхности модели 0,015 и расходе воды 0,5 л/сек. Поло-
жение базиса эрозии оставалось во время опытов неизмен-
ным. Побудитель для формирования излучин не применялся.
Серия представляла по-существу единый опыт, длившийся
590 час, в котором можно выделить три этапа. В течение
I этапа, продолжавшегося 160 час, в поток регулярно пода-
вали наносы, концентрация которых составляла 0,1 г!л. Во
II этапе, длившемся 228 час, подача наносов в поток была
полностью прекращена. На III этапе подача наносов в поток
была восстановлена в прежнем размере.
К концу I этапа на модели сформировались 4 зрелые из-
лучины. С прекращением подачи наносов началось медленное
врезание русла в верхнем и среднем течении, вызвавшее убы-
вание уклона до 0,012. Русло по мере врезания приобретает
50
Таблица 7
Морфометрические характеристики
излучин на различных этапах VI
серии опытов
Параметры излучин, см
Этапы L В Г
I 287 71 110
11 382 65 140
III 292 76 93
реке)
по
вниз
более определенные очертания вследствие отмирания ряда
второстепенных проток. Меандры вытягиваются по длине
русла (возрастает длина шага), и очертания их становятся
более пологими в связи с увеличением радиуса кривизны и
уменьшения ширины пояса меандрирования. Интересно то
обстоятельство, что в местах наиболее интенсивной глубинной
эрозии в пределах более крупных меандр возникали излучины
гидравлической оси. Они
обычно существовали не-
долго, исчезая, как только
ослабевала интенсивность
глубинной эрозии. В общем
процессы руслоформирова-
ния в период отсутствия по-
дачи наносов до некоторой
степени напоминали те, ко-
торые на естественных реках
наблюдаются ниже крупных
водохранилищ, перехваты-
вающих транзитный твердый
сток реки. Там также про-
исходит трансгрессивное (распространяющееся
врезание русла, причем, по наблюдениям А. В. Серебрякова
(1960), отмирают второстепенные рукава, и река собирается
в одно русло.
К концу II этапа на модели остались только две излучи-
ны, которые заняли почти всю ее длину. Приблизительно че-
рез 70 час после возобновления подачи наносов (в III этапе
опытов) обе излучины исчезли, уступив место серии излучин
гидравлической оси на всем (протяжении модели. Затем на-
чался процесс укрупнения излучин, которых к концу опыта
образовалось четыре, причем параметры восстановленных из-
лучин получились очень близкими к параметрам излучин в
конце I этапа опыта.
Сводные данные, характеризующие параметры излучин в
конце каждого этапа, приведены в табл. 7. Как видно из при-
веденных в таблице данных, дефицит наносов в потоке вызвал
заметное сглаживание крутизны меандр за счет увеличения
их шага и радиуса с одновременным уменьшением стрелы
прогиба. Как уже упоминалось выше, близкие результаты бы-
ли получены Тифони и Нельсоном (1939). По-видимому, нали-
чие твердого стока является существенным фактором, влияю-
щим на крутизну излучин.
Наличие транзитного стока наносов сказалось также на
соотношении скоростей продольного и 'поперечного перемеще-
ния излучин. При отсутствии подачи наносов средняя скорость
продольного перемещения в 3,7 раза превосходила попереч-
ную. Когда же подача наносов возобновилась, то скорость
4*
51
продольного перемещения превосходила скорость поперечных
смещений всего в 1,8 раза. Таким образом, соотношение меж-
ду интенсивностью продольных и поперечных перемещений
'излучин зависит не только от числа Фруда, но и от насыщен-
ности потока наносами.
В характере связи между величиной радиуса кривизны
излучины и уклоном опытами данной серии обнаружена одна
любопытная деталь. В периоды, когда подача наносов произ-
водилась, .наблюдалась прямая зависимость между величина-
ми радиуса кривизны и уклона, но она сменилась на обратную
при отсутствии транзитного твердого стока. По-видимому, в
то время, когда подача наносов в поток была прекращена, на
кривизну излучин большое влияние оказывали местные миг-
рации наносов, интенсивность которых находилась в прямой
зависимости от локального значения уклона.
Изменения в рисунке меандр, обнаруженные
на некоторых реках
Постановка вопроса. Как показали наши лабораторные
исследования, изменения в режиме стока рек, так же как и
изменение режима наносов, существенно влияют на рисунок
их русла. В связи с этим мы вправе ожидать, что русла рек,
в бассейнах которых хозяйственная деятельность человека
существенно сказалась на условиях формирования стока,
претерпели за историческое время значительные изменения в
характере рисунка. Если это так, то можно решить и обрат-
ную задачу, т. е. судя по характеру деформации меандр опре-
делять, какие изменения произошли в стоке за определенный
отрезок времени. Этот вопрос пока мало освещен в литера-
туре. В то же время он имеет большое значение для прогноза
русловых переформирований в реках, сток которых зарегули-
рован водохранилищами. Не менее важное значение имеет он
при палеогеографических построениях. Решив поставленную
задачу для исторического времени, некоторые из методических
приемов можно использовать при палеогеографическом ана-
лизе для выявления специфических особенностей развития
гидрологического звена ландшафта.
Для решения поставленной задачи нами использовались
два метода. Согласно одному из них, характер изменения сто-
ка за известный отрезок времени устанавливался путем срав-
нения морфологии меандр, изображенных на разновозрастных
картах. Подобный картометрический анализ был применен к
меандрам Дона, которые исследовались на участке от устья
Воронежа до впадения реки в Азовское море. Сравнивались
меандры, изображенные на картах, составленных с интерва-
лом в 255 лет.
Отметим, что прием использования разновозрастных карт
52
при изучении русловых процессов не нов, он широко и давно
используется. Недавно в литературе появился ряд новых карт,
на которых изображены совмещенные по разновозрастным
съемкам русла меандрирующнх рек. Такие карты приложены
к работам Фогта (1963) и Шатнера (1962). Однако упомяну-
тые исследователи не идут дальше чисто качественной харак-
теристики происшедших русловых переформирований. В осно-
ву наших исследований был положен морфометрический
анализ излучин, который дал возможность получить количест-
венные данные, характеризующие изменения параметров
отдельных меандр на различных участках течения реки.
Второй метод заключается в сравнительном анализе ме-
андр современного русла и излучин стариц на пойме, а также
следов излучин на террасах. Он дает возможность судить об
изменениях стока за более длительный период. Нами сравни-
вались старичные меандры с современными излучинами ряда
рек, бассейны которых расположены ,в различных географиче-
ских зонах. Подобный прием был использован Дюри (Dury,
1960), показавшим, что режим стока рек в четвертичное вре-
мя значительно изменялся.
Деформация меандр Дона по данным анализа картогра-
фических материалов. Исследования переформирования ме-
андр Дона производились путем сравнения двух съемок рус-
ла: планов реки, изданных адмиралом Крюйсом в 1704 г., и
лоцманской карты, съемка которой производилась относитель-
но недавно, в 50-х годах. Фрагмент карты Крюйса показан на
рис. 14. Поскольку обе сравниваемые карты имели разный
масштаб, в целях более точного' опознавания меандр их со-
вмещение производилось на проекторе с использованием
местных ориентиров: населенных пунктов, устьев притоков,
церквей и пр. Оконтуривание русел производилось в масшта-
бе в 4 раза более мелком, чем масштаб исходных карт.
Из-за неточности в установлении оперных пунктов, а так-
же положении береговой линии, которую не удалось привести
к одному срезочному уровню, средняя величина ошибки в
нанесении контуров (по данным нескольких повторных опре-
делений) составила 100—150 м. Средняя величина смещения
меандр составила 1,5 км. Таким образом, средняя ошибка в
определении плановых деформаций русла составляла около
10%. Ошибки в определении времени съемки отдельных план-
шетов, отнесенные к общей величине периода 255 лет, равна
4%. Если учесть, что за период в 255 лет перемещение ме-
андр произошло примерно на порядок их размера, то можно
считать, что ошибки измерений, несмотря на их значительную
абсолютную величину, относительно невелики.
При изучении совмещенных съемок обнаруженные дефор-
мации меандр были разделены на несколько типов. Всего бы-
ло выделено 6 типовых схем переформирования меандры:
53
а) спрямление меандры;
б) увеличение стрелы прогиба меандры (за счет размыва
вогнутого берега);
в) уменьшение стрелы прогиба, т. е. некоторое сглажива-
ние меандры (за счет размыва выпуклого берега);
г) смещение меандры вниз по реке без заметного измене-
ния ее размера и формы;
д) образование новых меандр на ранее прямых участках
или на участках, где недавно произошло спрямление меандр;
е) стабильность очертаний и положения меандр.
Рис. 14. Отдельный планшет из атласа Крюйса
Поскольку при установлении контура вогнутого берега и
оси русла создавалась неопределенность из-за того, что съемки
не были привязаны к одному уровню, пришлось отказаться
от выявления изменения радиуса кривизны ввиду неточности
его определения.
Сводные данные по результатам анализа приведены в
табл. 8. Всего на обследованных участках Дона, согласно
лоцманской карте, насчитывается 84 меандры, а в период
съемки атласа Крюйса их было 126. Сокращение числа меандр
за сравниваемый период произошло в результате спрямления
54
Таблица 8 Деформации меандр Дона за 255 лет
1 , 1 Число Типы преобладающих дсфо; । 6
меандр маций меандр ' =
Участок = 2 . . , д . 2 , i ~
« S. « ° oCtqO _ х а « S re ” ~ т! £ 5 Ч 9 Д
о = С= >>= u >.= t- о их , Ос
А. Средний Дон
1. Ст. Марки—устье р. Битюг 3 5 2 — 1 1 1 —
2. Устье р. Битюг—устье р. Осе-
редь 5 5 — 2 — 3 — —
3. Устье р. Осередь—устье р. Ка-
рабут 3 8 7 — — 1 — 1
4. Устье р. Карабут—ст. Калит-
ва 4 12 11 — — 1 — 3
5. Ст. Калитва—ст. Нижний Ма-
мон 3 6 5 — — 1 — 2
6. Ст. Нижний Мамон—устье
р. Богучар 3 4 2 — — — 1 1
7. Устье р. Богучар—устье
р. Подгорная 2 4 2 — 2 — — -—
8. Устье р. Подгорная—ст. Лы-
сая горка 8 10 4 1 — 4 1 —
9. Ст. Лысая горка—устье р. Пен-
севская 0 5 2 — 1 2 — —
10. Устье р. Пенсевская—устье
р. Тиня 5 4 — 1 2 1 — —
11. Устье р. Тиня—ст. Вешенская 5 3 2 1 — — — —
12. Ст. Вешенская—ст. Брянская 12 1 1 — — — —
Итого 42 68 38 6 ) 6 15 3'8
Б. Нижний Дон
1. Ст. Романовская—ст. Камы-
шенская 9 9 — 1 2 1 2 1
2. Ст. Камышенская—ст. Нико-
лаевская 2 6 3 2 — 2 — | —
3. Ст. Николаевская—устье
р. Кагальняк 5 9 6 1 — 2 — —
4. Устье р. Кагальняк—устье
р. Северский Донец ....5 5 1-— — 1 3 —
5. Устье р. Северский Донец—
ст. Раздорская 811 3 3 1 1 — 2
6. Ст. Раздорская—ст. Аксай 3 2-— — — 1 1 —
7. Ст. Аксай—ст. Багаевская . . 4 4 1 — — 2 1 (ост- 1
8. Ст. Багаевская—устье р. Ма- ров)
ныч 0 3 3 — — —- — —
9. Устье р. Маныч—устье р. Кай-
суг 4 3 — 3 — — — | —
10. Устье р. Кайсуг—г. Ростов 3 5 1 1 — — 1 (ост- 1 ров)
Итого 42 | 58 | 20 j 11 [ 3 | 10 । 8 | 5
55
излучин. Этот тип переформирования явился преобладающим.
Число вновь образовавшихся меандр в несколько раз меньше,
чем число спрямленных. Большинство меандр, по-видимому,
спрямились в результате прорывов шейки излучин, хотя ста-
рицы далеко не везде сохранились. Отдельные меандры
спрямились в результате постепенного стачивания шпор.
В спрямлении меандр приняли участие и путейцы-гидротехни-
ки. В текущее столетие на участке судоходного течения Дона
было выполнено 10 искусственных протоков. Однако в 7 из
них были использованы начатые самой рекой и бурно разви-
вающиеся прорывы. Деформации меандр, .выражающиеся в
увеличении или уменьшении стрелы прогиба, оказались на
среднем Доне равновероятными. На нижнем Доне преобла-
дает процесс увеличения стрелы прогиба меандр (путем раз-
мыва вогнутого берега). Значительное число меандр (особен-
но на среднем Доне) сместилось по течению реки без замет-
ного изменения своей формы. Ряд меандр оказался стабиль-
ным. Сюда относятся адаптированные меандры, образованные
у мысов высоких берегов, островов и устьях некоторых при-
токов.
Процесс спрямления меандр существенно отразился на
коэффициенте извилистости русла. Определение этого показа-
теля производилось по отдельным участкам долины. Резуль-
таты определений позволили установить, что1 коэффициент
извилистости на среднем Доне снизился с 1,47 до 1,23, а на
нижнем—с 1,48 до 1,35.
Помимо выявления типов деформаций меандр Дона был
произведен по обеим картам анализ изменения отдельных
морфометрических характеристик меандр. Установлено, что
современные меандры в среднем имеют большие размеры,
чем древние. Так, стрелы прогиба меандр увеличились в сред-
нем на 25%. На такую же величину возросла ширина пояса
меандрирования. Шаг меандр у большинства из них увели-
чился в среднем на 20% и лишь только у восьми он умень-
шился.
На основании произведенного морфометрического анализа
можно считать, что изменения в рисунке русла Дона в основ-
ном сводятся к увеличению размера меандр и могли быть
вызваны или общим увеличением стока реки, или возраста-
нием степени его неравномерности, т. е. увеличением мощно-
сти половодий. Судя по характеру происшедших в русле изме-
нений, имеются основания предполагать, что более действен-
ной была вторая из указанных причин. Как показали наши
лабораторные исследования, увеличение неравномерности
стока вызывает массовые прорывы меандр и увеличение раз-
меров отдельных из них. Неравномерность стока рек, в свою
очередь, находится в тесной связи с изменениями площади
лесов и целинных земель на водосборах рек (Вендров, 1953,
56
1959). С их уменьшением и возрастанием площадей под
пашней неравномерность стока увеличивается.
Поскольку бассейн Дона, особенно его верхняя и средняя
части, находится в зоне 'интенсивного земледелия, мы вправе
ожидать существенного изменения режима стока этой реки
в результате смены естественных ландшафтов антропогенны-
ми. Безусловно за рассматриваемый период продолжитель-
ностью в 255 лет на пространствах водосбора Дона произо-
шли серьезные изменения в соотношении сельскохозяйствен-
ных угодий и природных урочищ, что должно было привести
к трансформации режима стока.
Таблица 9
Площадь леса и пашни в % ко всей территории в пределах
Воронежской области
Годы 1696 1725 1741 1763 1796 1861 1887
Лес Пашня 12 19,6 11,2 24 10,2 27,8 9,2 32,2 8,5 40,00 9 58,3 8 69,7
Для суждений о характере происшедших на водосборах
изменений воспользуемся данными М. И. Цветкова (1957) по
Воронежской области (табл. 9). В остальных частях бассейна
Дона (находящихся за пределами Воронежской области) мас-
штаб происшедших изменений был примерно таким же.
Качественный скачок в состоянии водосбора падает на
конец XVIII и начало XIX в., когда производилось наиболее
сильное сокращение площадей целинных земель. В последую-
щие годы рост пашни в этой зоне приостановился (Коваль-
ская, Несмеянова, 1956). По-видимому, и изменение русло-
формирующих расходов Дона надо относить к периоду наи-
более интенсивных преобразований на водосборах. К сожале-
нию, точные водомерные наблюдения на Доне начаты с 80-х
годов прошлого века, а к этому времени новый режим стока
наверное уже установился.
Нами была произведена попытка подсчитать размер про-
исшедших изменений руслоформирующего расхода воды До-
на. По Л4аккавееву (1955), основным формирующим расходом
Дона является расход, имеющий обеспеченность порядка
1,5%, т. е. расход высокого половодья. Чтобы судить о поряд-
ке изменения величины максимальных расходов Дона, мы
воспользовались зависимостью, установленной опытами в от-
ношении длины шага меандр и расходов воды, L = K-Q056.
Как отмечалось выше, Lc/Ld = 1.2. Здесь индексы «с» и «<Э»
означают современные и древние. Отсюда отношение форми-
57
рующих расходов воды = (1,2)’’78=1,41. Таким образом.
Qd
величина руслоформирующих расходов воды Дона со времени
Азовских походов Петра I увеличилась приблизительно «а
40%, 'вероятно, за счет неравномерности стока. Фактическое
увеличение руслоформирующих расходов воды могло быть
более скромным, так как на увеличение размеров меандр мог
сказать влияние твердый сток реки, сильно возросший под
воздействием антропогенных факторов. Однако точно ограни-
чить роль этой причины в процессе увеличения размера ме-
андр по имеющимся данным невозможно.
Фохт (1963) произвел анализ лоцманских карт р. Адур
(Франция), серия которых включала регулярные съемки этой
реки, начатые с середины XVIII в. Крупные меандры по р. Аду-
ру появились в большом количестве с конца XVIII в., что
связано, по мнению Фохта, с проявлением антропогенного
фактора, вызвавшего увеличение неравномерности стока. Этот
же исследователь сообщает любопытные данные о продолжи-
тельности цикла переформирования меандр Адура, который
составил 50—100 лет, а в отдельных случаях измерялся сто-
летиями.
Сравнение морфометрических особенностей следов меандр
на пойме с современными меандрами русла. Если гидрологи-
ческий режим реки в голоцене был относительно стабильный,
то морфометрические характеристики следов меандр на пой-
ме должны быть аналогичными характеристиками меандр
речного русла. Соразмерность меандр русла и стариц-излучин
на пойме отмечает и Л. К. Зятькова (1961) у некоторых рек
Западной Сибири. Аналогичную картину наблюдал и Шатнер
(1962) в долине Иордана. Нами был произведен морфомет-
рический анализ стариц-излучин на пойме и меандр современ-
ных русел рек, расположенных в различных природных зонах.
Оказалось, что все меандры-старицы, расположенные на пой-
мах обследованных нами рек, можно подразделить на 2 типа.
Первый тип объединяет очень крупные меандры-старицы, со-
хранившиеся во внутренних частях поймы. Как правило, они
сильно заилены и в межень вода .в них отсутствует. Контуры
их обычно не указываются ни на лоцманских, ни на топогра-
фических картах. Восстановить их рисунок в таких случаях
лучше всего можно по аэрофотоснимкам путем дешифрирова-
ния по характеру растительности или почвенного покрова.
Меандры первого типа наблюдались на поймах Оки, Вятки
и Орели.
Вторую группу составляют излучины-старицы на поймах,
расположенных обычно в непосредственной близости от совре-
менного русла. В отличие от излучин первой группы они
имеют более четкие очертания, мало заилены и часто напол-
нены водой. Вследствие хорошей сохранности старицы этого
58
типа обычно изображаются на топографических картах. На
обследованных реках они отмечены у Оки, притоков Вычегды
и Оби. На Оке в пределах Ижевско-Шиловского расширения
на пойме были встречены старицы обоих типов. Выделенные
типы меандр-стариц, по-видимому, являются по времени фор-
мирования разновозрастными образованиями. Они исследова-
лись нами раздельно. Результаты анализа меандр-стариц
второго типа представлены в табл. 10. В последней графе
этой таблицы приведены относительные величины современ-
ных формирующих расходов воды по сравнению с теми рас-
ходами, которые образовали меандры-старицы.
Реки, данные о которых помещены в табл. 10, помимо то-
го, что находятся в различных географических зонах, отлича-
ются также размерами бассейнов. Известно, что на реках с
Таблица 10
Средние отношения параметров меандр русла и излучин-стариц на пойме
Название реки
Ока
Ижевско-Шиловское расши-
рение ..................
Притоки Вычегды:
Виледь .................
Лименда.............
Нижняя Лупья . . . .
Притоки Оби:
Песчаная................
Ануй................
Отношения морфометрических
характеристик
гс^гд
Водо-
сбор
F, км?
Изменение
формирующе-
го расхода
1,2
1,5
2,5
1,5
3,2
3,2
1,3
1,5
1,5
1,2
3,2
2,4
1,2
2,0
1,5
1,5
1,5
3,0
1,5
1,3
245000
5140
900
830
4720
2540
1,2—1,4
2,25
2—6
2,25—1,41
8—9
8—9
небольшими водосборами влияние таких факторов, как лесная
растительность, степень распашки поверхности, характер
агротехники, снегозадержания и других проявляется в режиме
стока значительно сильнее, чем у рек с большими водосбора-
ми. Если в реке с малым водосбором более резко и ощутимо
проявляются изменения стока, вызванные вырубкой леса, то
на этих реках следует ожидать и более существенных измене-
ний форм меандр, чем на крупных реках.
На Оке увеличение руслоформирующих расходов воды,
несомненно, вызвано значительным сокращением площади
лесов в пределах ее водосбора. М. И. Цветков (1957) приво-
дит следующие данные об изменении площади лесов в Рязан-
ской области.
59
Годы %
1696 48
1725 44
1741 41
1763 38
1769 33
1861 23
1887 19
1888 19
1914 19
Эти данные дают общее представ-
ление о динамике площадей, занятых
лесами. Уничтожение лесов в основном
падает на вторую половину XIX в.
Следует, однако, отметить, что даже в
пределах Рязанской области периоды
интенсивного уничтожения естествен-
ного покрова в разных районах падают
на разные интервалы времени. Так, по
данным А. Н. Анненской (1960), про-
изводившей изучение динамики сель-
скохозяйственных угодий в Сапож-
ковском районе Рязанской области, существенные сдвиги в
структуре угодий произошли в конце XVIII и середине XIX в.,
когда площадь пашни увеличилась в 4, а лесов уменьшилась
в 2,5 раза. Эти местные различия в периодах освоения терри-
тории сказывались на динамике меандр малых рек, деформа-
ция русла которых произошла раньше, чем на главной реке.
Рис. 15. Меандры-старицы на пойме, имеющие размеры меньшие,
чем излучины современного русла:
1 — контуры современного русла; 2 — контуры меандр-стариц
В. П. Семенов-Тян-Шанский (1902), сравнивая карты Суры—
притока Оки, составленные в конце XVIII и начале XIX в.,
относит увеличение размера меандр и спрямление ее русла к
началу XIX в.
В лесной таежной зоне располагаются бассейны рек Ви-
ледь, Лименда и Лупья, притоков Вычегды, которые, по дан-
ным А. Ф. Молчанова и И. Ф. Преображенского (1957), рас-
полагаются в зоне интенсивной эксплуатации лесных масси-
вов. Сплошные вырубки здесь начались лишь в начале теку-
щего столетия и 40—60 лет оказались достаточным сроком
для увеличения размера меандр в 1,5—2 раза.
Наибольшие изменения в размерах меандр (рис. 15) про-
изошли на притоках Оби: Песчаной и Ануе. Эти реки имеют
60
небольшие площади водосборов, которые находятся в лесо-
степной зоне, в области интенсивного освоения целинных зе-
мель. На первый взгляд, увеличение формирующего расхода
этих рек в 8—9 раз кажется нереальным. Однако при обсле-
довании этой области «степного» плато были обнаружены
молодые овраги, достигшие за последние 10 лет глубины 90 я
и длины 1—2 км. Такие исключительные темпы роста оврагов
Рис. 16. Древние меандры-старицы на пойме:
1 — контуры современного русла; 2 — контуры меандр-стариц
являются доказательством того, что модуль максимального
стока здесь сильно увеличился после уничтожения естествен-
ного растительного покрова. Большая подвижность русла рек
Песчаной и Ануя позволила изменившимся условиям стока
быстро сказаться на трансформации размеров меандр.
Меандры-старицы, которые, как отмечалось выше, являют-
ся более древними, обычно имеют размеры, значительно пре-
восходящие параметры современных меандр (рис. 16).
Результаты их морфометрического анализа представлены
в табл. 11, в которой приведены отношения параметров излу-
чин современного русла к соответствующим размерам круп-
ных меандр-стариц, сохранившихся на пойме.
Таблица 11
Отношение параметров меандр современного русла
к параметрам крупных стариц на пойме
Название реки LdLd rdrd
Ока 0,60 0,70 0,30
Вятка 0,71 0,55 0,84
Орель (левый приток Днепра) . 0,50 0,25 —
61
Из таблицы видно, что в отличие от меандр-стариц, опи-
санных выше, соотношения элементов меандр русла и стариц
в рассматриваемых случаях меньше единицы. Отношения
значения шага меандр и ширины пояса меандрирования, ко-
торые точнее могут быть определены, чем радиус кривизны,
у Оки и Вятки оказались довольно близкими и отличаются
по порядку величин от данных Орели-реки с малой площадью
водосбора. По первым названным рекам размеры крупных
меандр на 30—40% больше, чем меандры современного русла.
У Орели размеры крупных пойменных меандр более чем
вдвое превышают размеры меандр современного русла.
Образование таких крупных хорошо развитых меандр, уве-
личивающих коэффициент извилистости русла, по-видимому,
было связано с ростом объема стока, а не степени его нерав-
номерности. Повышение 'степени неравномерности стока, как
было показано выше, влечет за собой, наряду с увеличением
размеров отдельных меандр, спрямление большинства крутых
излучин и уменьшение коэффициента извилистости русла.
Поэтому можно предполагать, что в течение какого-то из
этапов голоцена сток рек в лесостепи и южной части лесной
зоны Русской равнины был примерно вдвое больше совре-
менного у таких рек, как Ока и Вятка. Сток малых рек испы-
тал более значительные изменения.
Глава III
ВРЕЗАННЫЕ МЕАНДРЫ
Постановка вопроса и схема опытов
Под врезанными меандрами принято понимать такие из-
гибы русла, которые соответствуют изгибам долины. Такого
рода речные извилины возникают как в результате деятельно-
сти потока, так и под воздействием внешних факторов, откло-
няющих русло реки. К внешним факторам относятся в первую
очередь геологические: разломы, трещины, резкие смены пород
различной противоэрозионной устойчивости и т. п. В таких
случаях, особенно если река имеет небольшие расходы воды,
поток часто пассивно приспосабливается к заданным на мест-
ности направлениям Нередко образуются крутые колена рус-
ла с резкими поворотами и с ненормально развитыми стрела-
ми прогиба, так как река повторяет рисунок трещиноватости
коренных пород или обходит блоки, сложенные трудноразмы-
ваемыми породами. Такие меандры правильнее относить к
типу адаптированных и в настоящей работе они рассматри-
ваться не будут.
Под врезанными меандрами понимаются такие излучины,
которые формируются потоком в сравнительно однородных
породах в процессе врезания реки. В свою очередь эти ме-
62
андры можно разделить на два морфологических типа. Для
горных районов и малых рек характерны врезанные меандры,
выпуклые части которых заняты мысами коренного берега
(рис. 17, /). Второй разновидностью являются такие излучины,
у которых изгибы русла контролируются массивами террас
(рис. 17,//). Нередко последние образуют в шпоре меандры
«лестницу» и причленяются к выступающим в сторону, доли-
ны мысам коренного берега. Такие меандры чаше встречают-
Рпс. 17. Типы врезанных меандр: I —меандры, шпора которых
составлена мысом коренного берега; II—меандры, шпоры ко-
торых заняты массивами надпойменных террас;
1 — пойма; 2—5 — надпойменные террасы: I, II, III и IV
ся на равнинных реках. Немецкие исследователи нередко вы-
деляют их под термином «террасовые» меандры.
Формирование врезанных меандр тесно связано с исто-
рией развития больших участков долины .в целом. В проблеме
развития врезанных меандр пока еще не все выяснено. Одна
из причин этого заключается в том, что исследователи вре-
занных меандр долгое время находились под влиянием дедук-
тивных схем Дэвиса. Последний рассматривал их в качестве
одного из показателей трехчленного цикла развития рельефа.
Согласно Дэвису, этап тектонического покоя сопровождается
развитием свободных меандр. Затем нормальный цикл их раз-
вития нарушается наступающим поднятием, и свободные
меандры переходят во врезанные. Отголоском этой гипотезы
явилось довольно распространенное представление о том, что
меандры вообще есть следствие выработанного продольного
профиля и возникают только в стадии зрелости долины
(Шанцер, 1951).
Под влиянием идей Дэвиса изучение врезанных меандр
долгое время характеризовалось односторонней постановкой
63
вопроса. Она сводилась к выявлению унаследованное™ сво-
бодных меандр врезанными. Дэвис, Хол (1938) и другие ис-
следователи считали, что все врезанные меандры происходят
ст свободных. Лишь совсем недавно Болит (Baulig, 1948) вы-
сказал мысль, что унаследованное™ этих двух типов меандр
надо связывать с определенными условиями их образования.
Таковыми, по его мнению, являются равномерность поднятия
и постоянство эрозии.
Отражением взглядов Дэвиса явилось и то положение, что
при их изучении основное внимание уделялось выявлению
связи их с неотектоническими движениями. Этому вопросу
посвящено много работ, наиболее обстоятельной сводкой по
Западной Европе служит диссертация К. Мазуч (1935). Инте-
ресный анализ связи врезанных меандр с интенсивностью
послеледникового поднятия Скандинавии был произведен
Ф. Хюльстре.мом (1942) для рек Норвегии. Однако обе упомя-
нутые работы не идут дальше чисто качественной интерпрета-
нии исследуемых связей в пределах определенных регионов.
Поскольку формирование врезанных меандр тесно связано
с развитием продольного профиля реки, в соответствии с раз-
личными формами проявления глубинной эрозии можно выде-
лить три варианта образования врезанных меандр.
Одним из наиболее распространенных случаев является
образование меандр в результате тектонических поднятий как
обширных горных районов, так и небольших локальных струк-
тур. Примеры перехода свободных меандр, развитых на пене-
пленах, во врезанные в результате поднятия территории опи-
сываются А. II. Ивановским (1962) для северного Алтая,
П. М. Цысем (1962) для Карпат и многими другими исследо-
вателями.
Антецендентные участки многих долин, соответствующие
пересечению рекой вкрест простирания постепенно растущих
локальных структур рек разных порядков, также характери-
зуются наличием врезанных меандр. Классические примеры
врезанных меандр такого происхождения прослеживаются по
долине Вятки при прорыве рекой Вятского вала и по долине
Оки на участке Окско-Цнинского вала. А. Б. Басаликас (1955)
отмечает, что распространение врезанных меандр Немана и
Зап. Двины соответствует пересечению этими реками Балтий-
ской гряды, характеризующейся новейшими поднятиями. Уве-
личение извилистости и глубины вреза намечается на средней
Печоре при пересечении ею Усть-Шугорских антиклинальных
структур, на которых проявляются современные движения
(Ламакин,*1945).
Второй случай формирования меандр связывают с вреза-
нием русла, наступающим в результате изменения климатиче-
ских и гидрологических условий. Сторонники климатической
теории считают, что врезанные меандры причинно не связаны
64
со свободными. Последователь этой теории К. Троль (1954)
пытается доказать, что врезанные меандры средней Европы
являются следствием общей динамики четвертичных ландшаф-
тов. В образовании врезанных меандр решающую 'роль он при-
дает гидролого-климатическим факторам, в первую очередь
изменению водности -и насыщенности наносами потоков.
Однако последовательница Троля Е. Креммер (1954) на осно-
вании изучения врезанных меандр бассейна Мозеля высказы-
вает сомнение в том, что изменение климата всегда может
быть решающей причиной их образования, поскольку врезан-
ные меандры не имеют повсеместного площадного распростра-
нения.
Образование врезанных меандр возможно и в результате
проявления регрессивно распространяющейся глубинной эро-
зии, вызванной снижением базиса эрозии. Так, по Л. Б. Баса-
ликасу (1955), снижение уровня Балтийского ледникового
озера в четвертичное время обусловило врезание Немана с
проявлением меандрообразования.
По мнению К. Мазуч (1935) и Е. Креммер (1954), врезан-
ные меандры образуются чаще всего в результате сочетания
двух причин: проявления локальной тектоники и регрессивной
эрозии. Именно таким образом, по Креммер, возникла систе-
ма врезанных меандр на среднем Мозеле, которые образова-
лись здесь в миндель-рисское межледниковье в период форми-
рования главной террасы. Одностороннее сводовое поднятие
по течению Мозеля в области Сланцевых гор, происшедшее в
этот момент, сопровождалось подпруживанием реки на выше-
расположенном участке и образованием свободных меандр.
Регрессивно распространившаяся с нижнего течения глубин-
ная эрозия привела затем к возникновению на среднем участке
Мозеля системы врезанных меандр. Таким образом, в меха-
низме образования врезанных меандр большая роль отводит-
ся эпигенезису — накладыванию созданного ранее рисунка
русла на толщу пород, где свободное смещение меандр затруд-
нено. Э. Мартонн (1945), при образовании врезанных меандр
в процессе регрессивного распространения глубинной эрозии
придает также большое значение влиянию условий, предшест-
вующих этому этапу. По его мнению, 'Врезанные меандры
р. Маас в Арденнах и р. Сены у Парижа сформировались за
счет эпигенетического наложения. Свободно развивающиеся в
рыхлых отложениях меандры затем, в процессе дальнейшего
углубления русла, спроектировались на твердые труднораз-
мываемые подстилающие породы.
Считая, что врезанные меандры приурочены к участкам
распространения положительных тектонических структур, их
чаще всего используют в качестве поискового признака при
структурной съемке. Многочисленные примеры такой связи
даются в работах С. А. Трескинского (1950), О. М. А\аринича
5 Зак. 103
65
(1950), Л. Н. Розова (1955), А. П. Рождественского (1960—
1963) и др.
Морфологические особенности долины с врезанными ме-
андрами, к которым относится глубокий врез, отсутствие или
слабое развитие поймы, обусловливают специфический русло-
вый режим этих участков реки. Благодаря струенаправляю-
щему действию коренных берегов, положение динамической
оси потока мало зависит от высоты уровня воды. Тальвег
русла поэтому занимает практически стабильное положение,
которое может измениться только в результате деформаций,
направляющих течение берегов. Кроме того, выступающие в
сторону долины щпоры затрудняют возможность прорыва
шейки меандры и образование стариц. Большая высота бере-
гов оказывается также очень важным фактором, задерживаю-
щим смещение излучин. В результате врезанные меандры
характеризуются относительным постоянством положения и
очертаний.
Если породы, слагающие берега излучин, в какой-то сте-
пени поддаются эрозии, то очертания врезанных меандр могут
подвергаться постепенным изменениям. Обычно в таких слу-
чаях возникает асимметрия очертаний меандр в плане, являю-
щаяся следствием более интенсивного стачивания потоком
верхнего по течению крыла излучин.
Нижнее крыло у таких меандр более пологое и длинное,
чем верхнее. В процессе стачивания возможен прорыв шейки
меандры; отрезанная часть шпоры образует останец обтека-
ния. Прекрасные примеры таких останцов приводит Мартонн
(1945) для Сены, К'реммер (1954) для Мозеля. О таких же
останцах по долине Тобола пишет И. А. Волков (1962), по до-
лине Иртыша — В. Е. Останин (1960), по Оке — А. А. Асеев
(1958).
Дэвис связывал прорыв врезанных меандр и формирование
останцов обтекания с увеличением водности потоков в резуль-
тате перехватов. В последние годы исследователи, занимав-
шиеся вопросом «несоответствия потока и долины», объясняют
перестройку меандр изменением климатических условий
(Dury, 1960). Однако образование останцов обтекания, оче-
видно, может происходить за счет постепенного стачивания
верхнего крыла излучины и при стабильных климатических
условиях, так как эрозия берега неравномерна, что делает ве-
роятным прорыв узких шпор на любом участке их протяжения.
При прочих равных условиях стабилизирующим фактором,
сильно замедляющим процесс переформирования врезанных
меандр, является высота коренного берега и склонов террас,
подмываемых .рекой в процессе боковой эрозии. До известного
предела высота берега не мешает подмыву склонов долины и
смещению вершин меандр. Затем, по мере увеличения глуби-
ны вреза потока относительно бровок склонов, берег начинает
66
тормозить смещение меандр. При этом высота берега оказы-
вает существенное влияние на размеры и форму меандр. Так.
Троль (1954) и А. Б. Басаликас (1957) на основании натурных
наблюдений отмечают, что при переходе с глубоковрезанных
долин к менее врезанным увеличивается ширина пояса меанд-
рирования. Поданным А. В. Кожевникова (I960), увеличение
высоты берега в связи с ростом структур нарушает равномер-
ность смещения меандрового пояса. Карасев (1964), описывая
развитие меандрового пояса, формируемого в процессе вреза-
ния русла, отмечает, что расширение его при одностороннем
обрывистом склоне происходит в сторону низкого берега.
При постановке опытов, посвященных развитию вре-
занных меандр, основное внимание обращалось на влия-
ние высоты берега и темпов глубинной эрозии. В серию
вошло 4 опыта.
В первых двух опытах изучалось формирование меандр
при различной интенсивности снижения уровня приемного
бассейна. Третий опыт был посвящен изучению влияния сни-
жения высоты берега на меандры. В четвертом опыте стави-
лась задача проследить динамику врезанных меандр под влия-
нием колебания стока.
Опыт 1-й. Развитие врезанных меандр при медленном
снижении уровня приемного бассейна
Расход воды на модели в течение всего опыта был постоян-
ным и равнялся 0,25 л/сек. Дну лотка был задан уклон 0,015;
спустя 77 час от начала опыта он был увеличен до 0,020. Для
создания модели применялся песок 2-го типа. Норма подавае-
мых в поток наносов составляла 0,05 г/л.
В течение I этапа опыта, продолжавшегося 106 час, уро-
вень бассейна оставался постоянным. За это время на модели
сформировалась система свободных меандр, достигших за
сравнительно короткий срок благодаря применению побуди-
теля 2-й стадии развития. Во II этапе опыта, продолжавшем-
ся 214 час, производилось снижение уровня водоприемного
бассейна. Уровень снижался через каждые 30 час работы мо-
дели на 1 см. Суммарная величина понижения уровня соста-
вила 7 см.
Сразу же после снижения уровня бассейна на 1 см врез
захватил приустьевой участок «реки» и постепенно стал рас-
пространяться вверх по модели. Продвижение регрессивного
вреза по долине протекало так же, как и в специально постав-
ленных опытах в 1956 г., результаты которых опубликованы
(Маккавеев и др., 1959).
Под влиянием регрессивной эрозии произошло растяжение
петель меандр на нижнем участке модели. Изменение рисунка
5*
67
русла происходило следующим образом. Непосредственно в
момент снижения уровня бассейна русло в приустьевом участ-
ке долины концентрировалось в связи с отмиранием мелких
проток: островные участки в отдельных меандрах объединя-
лись в сплошные массивы. В этот момент очертания ранее
сформированных меандр как бы закреплялись. Однако в связи
с тем, что глубина вреза потока при каждом последующем
снижении была незначительна, а период между соседними
моментами снижения длительным, фиксированное в момент
вреза положение русла сменялось затем его блужданием.
На модели часто образовывались извилины гидравлической
оси. Последние не успевали развиться в крупные меандры, как
наступала новая перестройка русла в результате следующего
снижения уровня бассейна. Извилин динамической оси в ниж-
ней половине модели обычно насчитывалось от двух до че-
тырех.
В зоне распространения по модели вреза русло характери-
зовалось чрезвычайной неустойчивостью. Ниже по течению
уступа регрессивного вреза, где в русло интенсивно поступали
наносы, возникали мелкие острова, разбивающие поток на
рукава и разрушающие меандры. Почти всегда такое скопле-
ние мелких островов в русле служило морфологическим приз-
наком 'интенсивного проявления регрессивной эрозии на выше-
лежащем участке. Наблюдаемое в этом опыте проявление
местной аккумуляции еще раз подтверждало выводы описан-
ных ранее опытов (Маккавеев и др., 1959), согласно которым
местная аккумуляция всегда сопутствует волне регрессивной
глубинной эрозии. В процессе смещения вреза вверх по модели
в ходе развития русла наступали такие кратковременные мо-
менты, когда меандры полностью исчезали .и русло спрямля-
лось.
Распространение вреза на модели было настолько интен-
сивным, что уже после снижения уровня бассейна на 4 см врез
по руслу достиг верховьев реки. На нижнем участке долины к
этому времени начинают формироваться террасы, которые
быстро размываются. Их небольшие сохранившиеся массивы,
выступающие в сторону оси долины в виде мысов, в опреде-
ленный момент играют роль струенаправляющих сооружений,
способствуя зарождению адаптированных меандр. Такие
меандры исчезают по мере размыва мысов террас. К концу
II этапа опыта на модели образовались врезанные меандры.
Вместо пяти свободных меандр, сформировавшихся в течение
I этапа, возникли три ^врезанные меандры. Соответствия ри-
сунков свободных и врезанных меандр не было, т. е. эпигене-
тического их наложения не получилось.
Очертания образовавшихся к концу опыта крупных меандр
в общем повторяли изгибы долины. Однако эти изгибы фор-
мировались в течение всего периода развития долины и их
68
очертания возникли в результате интегрального воздействия
на берега, спускавшихся вниз по долине свободных излучин в
1 этапе опыта, а также излучин гидравлической оси потока,
возникавших на модели >в течение всего опыта.
Крупные дуги коренных берегов такого происхождения
часто наблюдаются по долинам равнинных рек. Иногда их
принимают за фрагменты меандр более ранних эпох. Тогда
делаются выводы о тектонических движениях территории или
о резких изменениях климата, хотя они могли сформироваться
при свободном меандрировании потока. Использование их при
морфометрическом анализе меандр в целях палеогеографиче-
ских реконструкций приводит иногда к абсурдным выводам о
чрезвычайно большом изменении расходов рек. Так, исходя из
соотношения радиусов этих дуг и современных меандр,
И. А. Волков (1962) считает, что расходы воды Тобола и Ир-
тыша в четвертичное время менялись в десятки раз. Аналогич-
ную ошибку совершает и Дюри (1960), определяя 100-крат-
ное изменение величины стока.
Произведенный морфометрический анализ врезанных ме-
андр, возникших на модели в ходе снижения уровня, показал,
что их параметры заметно изменяются. Отметим, что нами для
анализа отбирались только генетически однородные и сравни-
тельно устойчивые меандры. Излучины 'Гидравлической оси и
отдельные, кратковременно существовавшие на модели меанд-
ры из расчетов исключались. Интересно, что в течение первой
половины II этапа опыта, соответствующего снижению уровня
бассейна до 4 см, шаг врезанных меандр оказался меньше,
чем у свободных. Затем он заметно увеличился и к концу опы-
та стал значительно больше, чем у свободных меандр. Ши-
рина зоны меандрирования в начале этапа врезания русла
уменьшается, а затем слегка увеличиваясь, приобретает ста-
бильные размеры. В конце опыта ширина зоны меандриро-
вания такая же, как и у свободных меандр.
Полученные морфометрические зависимости между элемен-
тами врезанных меандр характеризуются следующими урав-
нениями: г=2,7 Ь\ г=0,2 L; L = 13,3 b. Обращает на себя вни-
мание большая относительная длина шага меандр, сильно
увеличенная по сравнению со свободными меандрами. В раз-
витии радиуса кривизны меандр очень четко прослеживается
II этап. В течение I этапа, соответствующего периоду, когда
уровень был снижен до 4 см, радиус меандр с увеличением
уклона уменьшается, а затем зависимость между г и / сменяет-
ся на прямую. Зависимость между радиусом кривизны излу-
чин и шириной пояса меандрирования также изменялась. Вна-
чале при снижении уровня до 4—5 см она выражалась фор-
мулой г=2,5 Ь. Затем, по мере дальнейшего снижения уровня
радиус излучин увеличивается при почти постоянной ширине
пояса меандрирования.
69
Опыт 2-й. Меандры, формируемые при быстром снижении
уровня приемного бассейна
Опыт ставился при тех же первичных условиях, что и опи-
санный выше. Отличие заключалось лишь в том, что пионер-
ной траншее с самого начала был задан уклон 0,02, что спо-
собствовало более быстрому формированию свободных меандр
в течение I этапа. С самого начала и до конца опыта приме-
нялся побудитель. В результате, уже через 77 час, поток обра-
зовал на модели пять зрелых свободных меандр.
Во II этапе опытов, длившемся 122 ч, производилось сни-
жение уровня на 1 см через каждые 12 ч (в 2,5 раза скорее,
чем в 1-м опыте). Всего уровень приемного бассейна был по-
нижен на 10 см. Регрессивный врез достиг вершины модели,
когда снижение уровня приемного бассейна достигло 7 см.
Абсолютная скорость перемещения его верхней границы была
на 30% больше, чем в предыдущем опыте.
Характерно, что в предыдущем опыте при медленном сни-
жении уровня приемного бассейна суммарное врезание про-
дольного профиля оказалось большим, чем при быстром убы-
вании уровня бассейна. Глубинная эрозия при быстром сни-
жении уровня тратилась в основном на врезание долины в ее
приустьевой части. На результат эрозии сказалось сильное
влияние фактора времени.
Анализ зарисовок и фотоснимков модели, выполненных в
ходе опыта, показал, что плановые деформации русла, вызван-
ные относительно быстрым снижением уровня водоприемного
бассейна, проявлялись на первых порах слабее, чем в 1-м опы-
те. После первого снижения уровня бассейна на 1 см регрес-
сивный врез распространялся локализование только вдоль
русла, повторяя в основном его рисунок, сформированный к
моменту понижения уровня бассейна.
В результате перед вторым снижением на модели продол-
жали развиваться пять ранее сформированных меандр. Толь-
ко нижние из них, расположенные на участке, захваченном
врезом, увеличились в размерах за счет возрастания их шага
и радиуса. Пять меандр сохранились на модели вплоть до сни-
жения уровня на 3 см. На отдельных участках искажалась
лишь их форма по мере того, как врезом захватывались все
новые вверх по модели участки.
В промежуток времени между снижением уровня от 4 до
6 см происходят спрямления русла и сохраняются меандры
только на верхнем участке модели. Изменения в морфологии
русла явились отражением гидравлического режима потока.
Если на верхнем участке скорости к этому времени почти не
изменяются, то на нижнем они увеличиваются почти в 1,5 ра-
за. Число Фруда в нижнем течении становится больше 1. поток
становится бурным. Затем, в результате сглаживания лродоль-
70
ного профиля, режим потока снова становится спокойным и
меандрообразование возобновляется. К 161 ч от начала опыта,
когда уровень бассейна был снижен на 7 см, на .модели сфор-
мировалась глубоковрезанная в нижней части долина. Шири-
на ее увеличивалась к верховью. Днище долины по всей длине
модели было занято пятью врезанными меандрами. Положе-
ние трех нижних излучин, расположенных в наиболее глубоко-
врезанном отрезке долины, контролировалось выступами мас-
сивов террас. Последние располагались на обоих склонах
долины и соответствовали разновозрастным уровням.
К концу опыта, когда суммарное снижение уровня было
доведено до 10 см, на модели сохранилось только три меандры,
из которых две верхние имели крутые изгибы крыльев. В их
шпорах по-прежнему располагались террасовые массивы.
Третья меандра имела вытянутую форму, повторяла в плане
пологий изгиб коренных берегов долины. В этот период, как
и несколько ранее, когда глубина долины становится значи-
тельной, наблюдаются случаи формирования отмелей за счет
больших масс грунта, поступающих в русло в результате под-
мыва и обрушивания высоких уступов берега в вогнутых ча-
стях излучин.
III этап опыта длился 91 час, все это время уровень воды
приемного бассейна поддерживался постоянным. В течение
III этапа на модели сохраняются ранее сформированные
меандры.
За счет усиления боковой эрозии интенсивно размываются
шпоры излучин, особенно в их верхних крыльях. К нижним
крыльям меандр последовательно причленяются массивы бо-
лее молодых террас, вследствие чего форма излучин становит-
ся все более асимметричной. Временами, особенно к концу
этапа, поток на участке врезанных меандр образует изгиб
гидравлической оси. Порой на модели их насчитывалось
до 3—4, в то время как в начале этапа наблюдались лишь еди-
ничные извилины.
Параллельно с переформированием шпор меандр '.происхо-
дит отступание вогнутых берегов в сторону бортов долины.
Ширина зоны размыва находится в обратной зависимости от
глубины вреза долины. К концу III этапа размытая в процессе
смещения меандр прибровочная полоса оказалась наиболь-
шей на участке верхней излучины, где глубина долины равня-
лась 2,7 см. На нижнем участке, с глубиной долины 11,2 см,
очертания дуги меандры почти не изменялись.
В течение II и III стадий опыта в долине сформировался
комплекс террас различных уровней. Террасы верхней серии
уровней (образовавшиеся во время опускания базиса эрозии)
имеют относительную высоту, возрастающую к устью. Низкие
более молодые террасы, образовавшиеся в период стабилиза-
ции положения уровня бассейна, но продолжающейся глубин-
71
ной эрозии, имеют относительную высоту, убывающую к
устью.
Изменение отдельных морфометрических характеристик
меандр на различных этапах развития долины происходило
следующим образом. Длина шага меандр в общем увеличива-
лась в течение как II, так и III этапов опыта. В итоге к концу
опыта сформировались врезанные меандры, шаг которых на
20—30% больше, чем у свободных меандр.
Рис. 18. Связь между средней высотой берегов и скоростью сме-
щения излучин (нерасчлененной на составляющие)
Ширина пояса меандрирования при снижении уровня вна-
чале мало изменялась по сравнению с этапом, предшествую-
щим врезанию. Ко времени, когда русло врезалось на 7 см,
она оказалась такой же величины, как и в предыдущем опыте.
К концу III этапа ширина зоны меандрирования заметно уве-
личилась и стала почти такой же, как у свободных меандр.
Радиус кривизны меандр к моменту снижения уровня на
7 см был меньше, чем у меандр, сформированных при медлен-
ном снижении уровня. Он намного увеличился с дальнейшим
снижением уровня бассейна, но остался меньше, чем у свобод-
ных меандр. Влияние высоты берега отчетливо сказалось на
скорости смещения меандр. Как .видно из рис. 18, с увеличе-
нием высоты берега скорость смещения меандр резко умень-
шается. Данные о соотношении продольной и поперечной ско-
ростей смещения излучин приведены в табл. 12.
В течение II этапа продольная -скорость в 1,5—2,5 раза
больше поперечной. В период же стабильного положения ба-
зиса эрозии продольная и поперечная скорости смещения
излучин становятся почти равными.
72
Существенное значение имеет вопрос о строении шпор вре-
занных меандр. В нашей литературе на этот вопрос мало
обращалось внимания, хотя он имеет значение при геоморфо-
логическом анализе, так как по форме шпор можно судить об
условиях врезания долины.
Т эблица 12
Скорости смещения меандр во II и III этапах 2-го опыта
Этапы Скорость смещения меандр, см]час
Fr нерасчле- ненная продольная поперечная
1. Снижение уровня
а) в начале 0,46 5,1 3,5 2,2
б) в конце ...... II. Стабильное положение 0,81 1 >4 1,3 0,5
уровня 0,54 2,1 1,7 1,4
Анализ участков долин с врезанными меандрами, а также
результатов опытов в лаборатории позволяет разделить вре-
занные меандры по плановым очертаниям на две группы: 'сим-
метричные и асимметричные. У 'Симметричных меандр оба
крыла имеют почти равную длину, у второй группы’— обычно
нижнее длиннее верхнего.
Симметричные меандры формируются в стадии врезания
продольного профиля. Именно такой формы меандры образо-
вались в лаборатории в процессе врезания русла. Асимметрия
меандр в наших опытах наблюдалась часто в такие моменты,
когда ранее сформированная свободная меандра попадала в
сферу действия зон регрессивной эрозии. Продвижение верх-
ней границы вреза по нижнему крылу излучины сопровожда-
лось обычно его удлинением, в результате чего меандра вре-
менно становилась асимметричной. Симметрия меандры
восстанавливалась, когда регрессивная эрозия распространя-
лась и на верхнее крыло.
В некоторых случаях асимметричность меандры может
отражать влияние ранее создавшихся особенностей рельефа
коренного берега. Если в русло реки вдаются необтекаемые
речным потоком мысы резких очертаний, то ниже их по тече-
нию создаются благоприятные условия для аккумуляции на-
носов; образуется отмель, вызывающая удлинение нижнего
крыла излучины. Аккумулятивный участок шпоры меандры,
если река продолжает врезаться, составляется террасами раз-
личных уровней. Преобразование симметричной меандры в
асимметричную под влиянием мыса коренного берега пока-
зано на рис. 19.
В верхней части рисунка показана меандра, образовав-
шаяся к концу II этапа опыта, когда производилось снижение
73
уровня приемного бассейна. Внизу показана та же меандра к
концу III этапа, когда базис эрозии был стабильным, но сла-
бое врезание реки еще продолжалось. Па участке Окско-
Цнинского вала согласно геоморфологической карте, состав-
ченной А. А. Асеевым (1959), все врезанные меандры Оки
асимметричны. Шпоры излучин контролируются мысами ко-
ренных берегов, к которым на нижнем крыле меандры причле-
нены массивы уровней II надпойменной террасы. Можно пред-
Pric. 19. Образование сложнопостроенной шпоры врезанной
меандры:
1 — серия террас высокого уровня; 2 — серия террас низких
уровней; 3—коренной берег; 4 — направление течения
полагать, что асимметрия меандр является следствием нерав-
номерности поднятия Окско-Цнинского вала, но следует еще
учитывать климатические факторы, так как II надпойменная
терраса, по А. А. Асееву, возникла в период Валдайского оле-
денения.
Шпоры врезанных меандр среднего течения Мозеля имеют
другой характер. На геоморфологической карте, приложенной
к работе Креммер, врезанные меандры этой реки изображены
симметричными. В их шпорах мысы коренного берега в местах
вершин меандр последовательно переходят в уровни террас,
имеющих в плане серповидную форму. Массивы древних тер-
рас симметричны по отношению к осям меандр, и только бо-
лее молодые местами слегка смещены вниз по течению. Как
отмечалось раньше, формирование врезанных меандр Мозеля
74
Креймер относит к миндель-рисскому межледниковью —- пе-
риоду интенсивного тектонического поднятия территории. На
основании того, что массивы последующего комплекса террас
(по Креммер — средних) находятся в шпорах этих меандр,
делается вывод, что врезанные меандры в этот момент достиг-
ли своего современного облика. Этот же факт дает право счи-
тать, что в период формирования средних уровней террас
Мозель находился преимущественно в стадии врезания. Сле-
дует еще заметить, что асимметрия меандр может служить
показателем их возраста. Как бы ни был высок берег, все же
процесс смещения излучин вниз по течению не может быть
остановлен полностью. Каждая врезанная меандра должна с
течением времени стать асимметричной в результате постепен-
ного стачивания потоком ее верхнего крыла. Однако при проч-
ных породах коренных берегов для образования асимметрич-
ных форм потребуется очень длительное время.
Опыт 3-й. Влияние искусственного снижения
высоты берега на развитие меандр
Цель опыта — проследить, как изменяется морфология и
размеры меандр в том случае, когда в процессе их смещения
вниз по течению они переходят с участка, ограниченного высо-
кими коренными берегами долины, на нижерасположенный,
где высота берегов уменьшается.
Опыт, в котором решалась поставленная задача, являлся
продолжением одного из экспериментов серии, посвященной
выяснению влияния расхода воды на размеры меандр. Расход
потока в этом опыте был равен 0,5 л/сек, уклон первичной по-
верхности вдоль модели составлял 0,01. Поперечный уклон от
бортов модели к оси долины равнялся 0,015.
Спустя 290 час от начала опыта, когда сформировались
4 зрелые меандры на среднем участке модели, расположенном
между 2,5 и 6,5 м от истока, там, где находились третья и
частично вторая и четвертая меандры, был удален на простран-
стве за пределами бровок долины слой грунта мощностью 3 см
и создана новая первичная поверхность. Она была горизон-
тальной, ровной и имела такую же высоту над урезом воды,
как прикорневые части побочней в русле. После этого опыт
продолжался еще в течение 106 час. Таким образом, создались
различные условия для развития ранее сформированных
меандр. Из них целиком третья меандра и частично нижние и
верхние крылья второй и четвертой оказались на участках с
низкими берегами; противоположные крылья второй и четвер-
той меандр располагались у более высоких берегов так же, как
и вся первая меандра.
Изменения в морфологии коренного берега очень индиви-
дуально отразились на динамике развития отдельных меандр.
Через 28 час от начала опыта меандры «а участке низких бе-
регов 'Постепенно начинают увеличиваться в размерах. Одно-
временно происходит спрямление первой верхней излучины,
которая целиком исчезает к 106 час от начала опыта. Третья
меандра, находящаяся целиком на участке с низкими бере-
гами, вначале очень постепенно увеличивается. Спустя 96 час
от начала опыта во второй меандре, за счет спрямления пер-
вой, происходит растяжение верхнего крыла. Меандра стано-
вится асимметричной, а вершина ее как бы запрокидывается
вниз по течению. Спустя еще 10 час у второй и третьей меандр
происходит прорыв побочней и с этого момента начинает ин-
тенсивно изменяться третья меандра, которая к концу опыта
превращается в крупную излучину. Изменения ее размеров и
темпов смещения, вызванные снижением высоты берегов, при-
ведены в табл. 13.
Т аблица 13
Изменение параметров и динамики меандры под влиянием уменьшения
высоты берегов
Этапы и состояния меандр Параметры меандры, см Скорость смещения меандры, см/час
L В Г Ь про- доль- ная попе- речная
1. Меандра зрелой стадии разви- тия в высоких берегах .... 264 79 92 42 0,37 0,32
II. После снижения берега . . . 356 101 90 36 0,60 0,44
III. Отношение размеров и скоро- стей 1,3 1,25 1,0 0,85 1,6 1,4
В общем длина шага меандры и ширина пояса меандриро-
вания в результате уменьшения высоты берегов увеличилась
на 25—30%. Изменения радиуса кривизны меандры почти не
произошло. Ширина русла несколько уменьшилась. Скорости
смещения меандры увеличились, причем особенно значитель-
но— скорость продольного перемещения. Характерно, что
соотношения между продольными и поперечными скоростями
смещения были близки к тем, которые наблюдались на Дону.
Это объясняется тем, что кинегичность потока в данном опыте
была небольшой; число Фруда колебалось в пределах 0,20—
0,25, т. е. было близким к значениям, наблюдающимся в рав-
нинных реках.
Увеличение размеров меандр наблюдалось и в противопо-
ложном случае — при росте высоты берегов в результате
врезания долины (1-й и 2-й опыты данной серии). Однако
изменения форм меандр очень различны. В случае снижения
высоты берега равномерно увеличиваются ширина пояса
меандрирования и длина шага меандры, тогда как при вреза-
76
нии реки увеличивается только шаг меандры, а ширина пояса
меандрирования сужается. Таким образом, врезанные меан-
дры в условиях опыта получались более растянутыми по
длине реки и более пологими, чем меандры в низких берегах.
Опыт 4-й. Динамика врезанных меандр при увеличении
водности реки
Врезанные меандры в процессе своего развития, а также в
тех случаях, когда тектонические движения затухали, подвер-
гались воздействию других факторов, среди которых видное
место занимали изменения водности рек, происходившие неод-
нократно в результате осцилляций климата. Поставленный
опыт имел целью проследить, как изменяется морфология вре-
занных меандр под воздействием увеличения расходов воды.
Врезанная под влиянием снижения базиса эрозии долина, по-
лученная в течение второго опыта, была использована как
исходная модель.
Сформированные на модели к концу 2-го опыта две вре-
занные меандры (напомним, что они создавались потоком,
имеющим постоянный расход воды) были подвергнуты воз-
действию паводка. Последний подавался на модель через
каждые 7 час и действовал в течение 3 мин. Расход потока в
паводок был равен 1,75 л/сек, а в межень оставался таким же,
как и во 2-м опыте и составлял 0,25 л!сек. В результате введе-
ния паводков общий модуль стока увеличился на 4% по
сравнению с предшествующим этапом развития долины.
Норма подаваемых в поток наносов осталась прежней. Опыт
продолжался 142 час. В «чистом виде» влияние паводков на
врезанные меандры исследовалось в первой половине опыта.
Во второй, когда вершины меандр в результате размыва грун-
та стали касаться стенок лотка, была поставлена новая зада-
ча — изучить влияние на морфологию врезанных меандр не-
размываемой стенки. Результаты этих исследований были
изложены выше. Под влиянием паводка возобновилась глу-
бинная эрозия, которая в первую очередь проявилась в верх-
ней части модели. Отсюда врез распространялся трансгрессив-
но вниз по течению. В итоге к концу опыта произошло замет-
ное врезание русла в верхнем и среднем участке течения, что
привело к аккумуляции наносов на нижнем.
В процессе распространения по модели зоны проявления
глубинной эрозии формировались террасы врезания, относи-
тельная высота которых убывала к устью. На механизме их
образования подробно останавливаться не будем, так как он
освещен раньше в 1 выпуске трудов лаборатории. Поскольку
распространение зоны врезания русла началось с верховья,
террасы возникают здесь раньше всего. Они образуются на
нижних крыльях меандр, сначала у самой верхней по течению,
77
а затем последовательно у остальных. К концу опыта террасы
врезания располагались в виде небольших массивов, часто
имеющих форму сегментов, в шпорах всех меандр. Процесс
нарастания излучин с их низового крыла отмечался и в конце
второго опыта при постоянном расходе потока. Неравномер-
ность стока сильно интенсифицировала этот процесс.
Параллельно с образованием и причленением к меандрам
террас врезания в выпуклых частях излучин наращиваются
массивы поймы и побочней. Они увеличиваются в размерах
особенно интенсивно по мере стабилизации продольного про-
филя во второй половине опыта. Пересекавшие их протоки
постепенно исчезают. В результате во второй половине опыта
побочни, имеющие почти правильную серповидную форму,
закономерно располагаются в выпуклых частях излучин.
Такая же картина наблюдается и на равнинных реках на
участках распространения врезанных меандр. По Вятке по-
бочневый тип руслообразования в классической форме пред-
ставлен именно на участке развития .врезанных меандр в зоне
Вятского вала. Побочни, причлененные к осевым частям шпор
меандр, следуют здесь друг за другом в правильном шахмат-
ном порядке.
Происходящие на модели за счет введения паводков изме-
нения отражались не только на форме меандр, но и на их
морфометрических характеристиках. В начале опыта преоб-
ладает процесс удлинения меандр за счет наращивания их
низового крыла.
В результате причленения сегментов террас врезания и
поймы увеличивается по длине шпора меандры при одновре-
менном возрастании параметров всей меандры. С ростом вы-
пуклой части излучины происходит размыв вогнутых дуг излу-
чин, представленных высоким коренным берегом. Несмотря
на относительно большую высоту последних, они постепенно
отступают в ходе опыта в сторону бортов лотка.
Таблица 14
Морфометрические характеристики врезанных меандр
при постоянном и неравномерном стоке
Опыты Средние значения, см
L В Г
Опыт 2-й Врезанные меандры при стабильном по- ложении базиса эрозии и постоянном стоке 421 72 136
Опыт 4-й Врезанные меандры, подвергнутые воз- действиям паводка 481 108 138
78
В табл. 14 приведены средние размеры врезанных меандр,
сформировавшихся к концу 2-го и 4-го опытов. По существу
эти характеристики являются интегральными, так как меанд-
ры создавались в течение длительной предшествующей истории
развития долины.
Деятельность паводков привела не только к дальнейшему
удлинению меандр (шаг меандр возрос на 10—12%), но осо-
бенно ощутимо к увеличению пояса меандрирования. Послед-
ний по сравнению с его значением в предшествующем этапе
развития долины стал в полтора раза больше.
Радиус кривизны меандр за это время изменился мало и
оказался таким же, как у свободных меандр при близких зна-
чениях расхода воды и уклона. В этом факте проявляется воз-
действие на морфометрию меандр высоты коренного берега.
У свободных меандр предельные значения радиуса были до-
стигнуты спустя 135—140 час от начала опыта. Врезанные
меандры с аналогичными величинами радиуса образовались
спустя 400 час от начала опыта и только при воздействии до-
полнительного фактора, т. е. под влиянием увеличения водно-
сти потоков. Анализ результатов опыта позволил установить
следующие зависимости: г=250 /; r=5,8 b; L=444/I; L=2,2 В\
L=10,6 b. Неравномерность стока, как и в предыдущих опы-
тах, привела к образованию обратной связи между радиусом
кривизны и длиной шага излучин, с одной стороны, и укло-
ном — с другой.
Сопоставление морфометрических характеристик
врезанных меандр, сформировавшихся в лаборатории
и в натуре
Проверка в натуре полученных в лаборатории зависимо-
стей представляет большие трудности не только из-за того,
что поставленные опыты пока единственные и их нельзя при-
знать целиком удачными, но и по целому ряду других причин.
Одна из них заключается в том, что на формах врезанных
меандр сказалась история развития речной долины, основные
этапы которой далеко не во всех случаях достаточно четко вы-
явлены.
Исследование морфометрии врезанных меандр, выполнен-
ное Н. А. Ржаницыным (1960), привело его к выводу, что их
параметры на 25—50% меньше свободных. Таким образом,
Ржаницыным получен результат совершенно противополож-
ный данным наших опытов. В виду этого нами было выпол-
нено сравнительное изучение морфометрии свободных и вре-
занных меандр на ряде рек, водосборы которых находятся в
разных природных условиях, а именно на Вятке, Оке, Сред-
нем Мозеле, Иордане и Уйю (приток Тобола). При этом учи-
тывалось положение меандр в пределах локальных тектони-
79
ческих структур. По Оке и Вятке анализировались врезанные
меандры, расположенные в пределах Окско-Цнинского и Вят-
ских валов, по Уйю — в границах локального поднятия треть-
его порядка. По Вятке, помимо излучин по Вятскому валу,
исследовались врезанные меандры, расположенные на участ-
ке между городами Советский и Слободской. На этом отрезке
реки среди серии свободных меандр встречаются и врезан-
ные. По Мозелю исследовались врезанные меандры на участке
среднего течения, которые заложились при сводовом односто-
роннем поднятии Сланцевых гор.
Таблица 15
Сравнение размеров врезанных и свободных меандр
Река, участок и типы меандр Размеры меандр, км
L В Г
Вятка 1. Слободской-Советск свободные 0,57 0,27 0,063
врезанные 0,99 0,51 0,230
2. Советск-устье свободные 0,67 0,27 0,185
врезанные 1,15 0,70 0,325
Ока 1. Окско-Цнпнский вал врезанные 0.78 0,44 0,380
2. Шнлово-Ижевское расширение свободные 0,31 0,17 0,155
Уй свободные 0,26 0,22 0,200
врезанные . . .* 0,33 0,58 0,675
Мозель врезанные 1,30 4,00 1,260
По Оке и Вятке для анализа использовались крупномас-
штабные топографические и лоцманские карты и частично
аэрофотоснимки. По среднему Мозелю и Иордану морфомет-
рический анализ производился по геоморфологическим кар-
там, составленным соответственно Креммер и Шатнером.
К числу врезанных меандр относились те, шпоры которых
контролировались мысами коренных берегов или массивами
надпойменных террас. Морфометрия свободных меандр изуча-
лась на соседних участках долин. Чтобы сделать результаты
более сравнимыми, замеренные параметры меандр на Оке и
Вятке были приведены к единым расходам воды, используя
квадратическую зависимость между расходом и основными
величинами, характеризующими размеры меандр. По Мозелю
и Уйю из-за отсутствия необходимых данных это сделать не
удалось.
Как видно из табл. 15, врезанные меандры по обследован-
ным нами рекам в 1,5—2 раза больше, чем свободные. Эти
80
данные корреспондируются с результатами морфометрическо-
го анализа меандр-стариц (см. последний раздел предыдущей
главы), согласно которым сток рек в четвертичный период зна-
чительно изменялся.
Иную картину вправе ожидать в горных районах с интен-
сивно растущими и в настоящее время поднятиями. Садя по
лабораторным данным, именно здесь могут встречаться вре-
занные меандры, размеры которых меньше, чем свободных.
Вследствие большей быстроты их образования, вероятность
вмешательства климатических факторов в процессе формиро-
вания меандр .здесь меньше, чем на равнинах.
Врезанные меандры характеризуются большей длиной ша-
га относительно ширины русла. Уравнение связи имеет сле-
дующий вид: для Вятки £ = 28 Ь, для Оки £ = 27 Ь. Исключение
представляет Уй, где величина коэффициента в формуле не-
большая. Отношение радиуса кривизны врезанных меандр к
ширине русла колеблется в пределах 6,4—12,0. Связь между
радиусом кривизны и уклоном удалось получить только для
Оки, где она оказалась (так же как и в лаборатории) об-
ратной.
В общем результаты морфометрических исследований, вы-
полненных для естественных рек, вполне подтверждают основ-
ные закономерности, установленные в лаборатории. Размеры
врезанных меандр в среднем больше, чем свободных. Особен-
но значительно у врезанных меандр увеличена длина шага,
вследствие чего они обычно менее крутые, чем свободные
меандры.
Довольно отчетливая разница в размерах и форме свобод-
ных ,и врезанных меандр позволяет использовать последние в
качестве одного из показателей растущих структур.
От Слободского до устья Вятка пересекает ряд тектониче-
ских структур. Современные представления о структурном
плане обследованного участка долины Вятки обобщены в по-
следних работах 3. II. Бороздиной (1959—1965), Л. М. Бири-
ной (1965). Согласно этим исследованиям долина пересекает
4 крупные структуры второго порядка: Московскую впадину.
Вятский вал, Кильмезинский прогиб. Татарский свод. На них
выделяется ряд более мелких структур третьего порядка.
В районе Слободского долина прорезает северную оконеч-
ность Вятского вала. На участке Киров—Котельнмч она всту-
пает в границу Московской впадины, ниже по течению пере-
ходя снова в зону Вятских дислокаций. На участке от Совет-
ска до Аркуля на Вятском валу выделяются 2 меридионально
ориентированные ветви: Кукарекая и Уржумская, пересекае-
мые рекой с северо-запада на юго-восток. Ниже устья Уржум-
ки Вятка переходит в Кильмезинский прогиб, по которому
течет до Мамадыша. Нижний участок долины сечет северное
крыло Татарского свода. В тесной связи с указанными струк-
6 Зак. 103
81
турами находятся и типы меандр. В табл. 16 приведены данные
о количестве меандр различных типов, встреченных на поло-
жительных структурах.
Характерно, что в пределах положительных структур раз-
виты не только врезанные меандры. В обоих случаях, и на
Кукарско-Уржумской ветви, и на Татарском своде до 50%
меандр являются свободными или адаптированными. Напро-
тив, на Оке в пределах Окско-Цнинского вала распространены
только врезанные меандры. По-видимому, степень развития
врезанных меандр в пределах локальных поднятий может
рассматриваться в качестве относительного показателя вре-
мени проявления движений.
Таблица 16
Количество меандр различных типов на положительных
структурах, пересекаемых Вяткой
Тектонические структуры Типы меандр
свободные врезанные адаптиро- ванные
Вятский вал а) сев. оконечность 4 6 1
б) Кукарско-Уржумская ветвь 4 6 1
Татарский свод 4 2 6
Коэффициенты извилистости русла при пересечении рекой
Вятского вала и Татарского свода оказались очень близкими:
1,3—1,4. Они мало отличаются от значений этого показателя в
пределах Кильмезинского прогиба, хотя для последнего
характерны более мелкие по размерам излучины; в Кильме-
зинском прогибе коэффициент извилистости русла оказался
равным 1,27. Этот факт достаточно убедительно показывает,
что величина коэффициента меандрирования не всегда связа-
на с особенностями структурного плана долины.
На основании анализа параметров врезанных меандр
Вятки, развитых на участке Слободской —устье, была сделана
попытка ответить на вопрос о возможной перестройке этой
реки на участке Вятского вала, происшедшей в результате
перехвата. Сводку имеющихся гипотез по этому вопросу дает
Б. В. Селивановский (1950) Он относится к исследователям,
которые считают, что долина Вятки заложилась давно и еще
в дочетвертичное время река пересекала Вятский вал. Таким
образом, участки долин, расположенные выше и ниже по тече-
нию от Вятского вала, согласно этим воззрениям, представ-
ляют собой одновозрастные образования. Другие исследова-
тели (Кассин, 1928; Фридерике, 1931), наоборот, считают, что
долина Вятки в границах Вятского вала — образование моло-
82
дое. На этом участке в результате перехвата или перепилива-
ния вала переливающимися через него талыми водами объеди-
нились две речные системы, расположенные по западную и
•восточную сторону от вала. Предполагалось, что древняя
Вятка могла быть перехвачена притоками Лудяны или Вой.
Не менее обоснованно можно предположить, что перехват
древней Вятки, протекавшей к юго-западу от вала, мог быть
совершен одним из притоков Кильмези, которая по размерам
гораздо крупнее Вой и Лудяны н имеет древнюю разработан-
ную долину.
Морфометрический анализ показал, что врезанные меанд-
ры, развитые на участках долины в границах Кукарско-Уржум-
ской ветви Вятского вала, расположенного выше по течению
от устья Кильмези, имеют такие же параметры, как и меанд-
ры соответствующего типа, наблюдаемые ниже устья этой
реки на отрезке течения, где она пересекает Татарский свод.
Этот факт дает основание считать, что в период формирова-
ния 'врезанных меандр распределение расходов по длине реки
на обследованном участке было таким же, как и в настоящее
время. Иными словами, нет оснований говорить, что в период
формирования врезанных меандр рисунок речной сети Вятки
на обследованном участке отличался ог современного. Киль-
мезь, если и могла быть истоком Вятки, то вероятно еще до
момента заложения врезанных меандр Вятского вала и Та-
тарского свода.
Поскольку в шпорах врезанных меандр Вятского вала рас-
полагаются мысы коренного берега или древние террасы высо-
ких уровней, формирование этого типа излучин следует отно-
сить к дочетвертичному времени или к началу четвертичного'.
Таким образом, подтверждается предположение Селиванов-
окого.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Результаты проведенных исследований позволяют сделать
следующие выводы.
Параметры, характеризующие размеры и форму излучин
(радиус кривизны, шаг, ширина пояса меандрирования), зави-
сят от стадии их развития, величины протекающего по руслу
расхода воды, степени неравномерности стока, уклона про-
дольного профиля, степени устойчивости русла, расхода тран-
зитных наносов, формы коренных берегов и других факторов.
Развитие излучин начинается обычно с образования изви-
лин динамической оси потока. По мере развития излучин их
размеры увеличиваются, и у «зрелых» меандр вдвое и более
превышают размеры начальных форм.
Размеры меандр прямо пропорциональны корню квадрат-
ному из расхода воды и находятся в обратной зависимости от
6’
83
степени устойчивости русла. Неравномерность стока обычно
способствует увеличению размеров меандр. Зависимость меж-
ду уклоном продольного профиля и размерами меандр неод-
нозначная; в природных условиях и в лаборатории наблю-
даются как прямая, так и обратная связи; причины этого пока
полностью не раскрыты. Увеличение расхода наносов в реч-
ном потоке способствует росту ширины пояса меандрнро-
вания.
Наличие механических препятствии, отклоняющих течение
реки, ускоряет проявление первой стадии развития излучин и
раздвигает границы условий, при которых могут образовы-
ваться меандры.
Высокие прямолинейные берега, если к ним подходит рус-
ло реки, способствуют образованию меандр «сундучной»
формы (со срезанной вершиной) и с увеличенной длиной
шага.
Излучины русла могут смещаться как в продольном, так и
в поперечном направлении относительно продольной оси до-
лины. Скорость смещения максимальная у изгибов динамиче-
ской оси потока и по мере достижения излучиной зрелого
состояния обычно убывает в несколько раз. Отношение скоро-
сти продольного перемещения к скорости поперечного обычно
больше единицы. Величина этого отношения тем больше, чем
больше показатель кинетичности потока (число Фруда) и чем
меньше удельный расход наносов. Скорость смещения излу-
чин зависит также от высоты берегов. С увеличением высоты
берегов скорость смещения излучин быстро убывает.
Образование врезанных меандр происходит при интенсив-
ной глубинной эрозии. Для смещения излучины крупной реки
на полную ее длину требуется период порядка нескольких
сотен или тысячелетий. Но этот период быстро увеличивается,
если возрастает высота берегов. Поэтому для образования
врезанных меандр на равнинных реках с относительно устой-
чивым руслом достаточна скорость врезания порядка несколь-
ких миллиметров в год.
Размеры врезанных меандр обычно больше, чем свобод-
ных. Этому способствуют два обстоятельства. Во-первых, по
длине врезанных меандр за время их формирования неодно-
кратно перемещаются излучины динамической оси, под воз-
действием которых дуга вогнутого коренного берега становит-
ся более развернутой. Во-вторых, в течение периода развития
врезанной меандры водность реки неоднократно изменялась.
Если врезание реки происходит быстро, то образуются
меандры симметричной формы, причем шпора меандры почти
целиком состоит из мыса коренного берега. Если же глубин-
ная эрозия менее интенсивная, то образуется асимметричная
врезанная меандра, в которой только верхняя (считая по тече-
нию) часть шпоры контролируется мысом коренного берега,
84
а остальная площадь занята массивами террас различных
уровней.
Поскольку смещение врезанных меандр не останавливает-
ся полностью, а лишь сильно замедляется (по сравнению со
свободными), то каждая симметричная меандра с течением
времени превращается в асимметричную.
Несмотря на приближенный характер полученных соотно-
шений морфометрический анализ современных излучин —
меандр — стариц на пойме и врезанных меандр позволяет ре-
шать интересные задачи, относящиеся к изменению объема
стока рек, сравнительной интенсивности глубинной эрозии,
характера локальных тектонических поднятий и др.
ЛИТЕРАТУРА
Алтунин С Т. Регулирование русел. М.. Сель.хозгиз, 1956 и 1962.
Ананян А. К- Движение жидкости на повороте русла. Ереван, 1957.
Анненская А. Н. История угодий Сапожковской МТС Рязанской
области. «Научн. докл Высш, школы», геол.-геогр., 1958, № 4.
А с ее ев А. А. Палеогеография долин средней и нижней Оки в чет-
вертичный период. М., Изд-во АН СССР, 1959.
Б а с а л и к а с А. Б. Основные черты строения долины Немана. «Изв.
АН СССР», сер. геогр., 1955, № 3.
Басаликас А. Б. К вопросу о динамических фазах речных долин и
аллювиальных отложениях. «Бюлл. по пзуч. четвертичн. периода», 1957,
№ 2.
Бороздина 3. И. Новые данные по тектонике территории Киров-
с ;ой области и Удмуртской АССР в связи с ее нефтеносностью. «Сов. гео-
логия», 1963, № 1.
В е л и к а н о в М. А. Движение наносов. М., Речиздат, 1948.
Великанов М. А. Образование речных извилин. «Изв. АН СССР»,
сер. геол., 1950, № 3.
В е н д р о в С. Л. Об изменении режима речного стока в связи с хо-
зяйственной деятельностью человека на водосборах. «Изв. АН СССР», сер.
геогр., 1959, № 2.
Вендров С. Л. Изменение максимального стока рек в связи с пре-
образованием природы. М., Речиздат. 1953.
Волков И. А. К истории речных долин юга Западно-Сибирской низ-
менности. «Тр. ин-та геологии и геофизики». Новосибирск, 1962, вып. 27.
Волков И. А. Следы мощного стока рек юга Западной- Сибири.
«ДАН СССР», 1963, т. 151, № 3.
Гончаров В Н. Динамика русловых потоков. М., Гидрометеоиздат,
1962.
Горец хи й Г. И. Аллювий великих антропэгеновых прарек Русской
равнины. М., «Наука», 1964.
Дэвис В. М. Геоморфологические очерки. М.. ИЛ. 1962.
Зятькова Л. К- Геолого-геоморфологические методы выявления
локальных структур. Новосибирск, 1961.
Ивановский Л. Н. К вопросу о развитии гидросети на северном
Алтае «Вопр. гееграф. Сибири» ТГУ, № 4, 1962.
КараушевА В. Проблемы динамики естественных водных потоков.
№.. Гидр иетеоиздат, 1960.
Карасев Н. В. Режим размываемых русел в связных грунтах. «Тр.
ГГИ», 1964, вып. 116.
Ковальская Н. Я., Несмеянова Г. Я. Итоги экономико-геогра-
фических исследований в эродированных районах Среднерусской возвы-
85
шенности. Сельскохоз. эрозия и борьба с ней. М., Изд-во АН СССР. 1956.
Кожевников А. В. Тектонические движения на территории Спед-
него Поволжья и Прикаспия в антропогене и поиски структур. Геоморфо-
логия и новейшая тектоника Волго-Уральской области и Южного Урала.
Уфа, 1960.
КудряшовА. Ф. Воспроизведение русла побочневого типа в лабора-
торных условиях. «Тр. ГГИ», 1959, № 69.
Ломакин В. В. Об отклонении течения рек их протоками. «При-
рода», 1951, № 6.
Ломакин В. В. Современные поднятия земной поверхности на Сред-
ней Печоре. «Изв. АН СССР», сер. геол., 1945, № 4.
Маккавеев В. М. и Коновалов И. М. Л., Гидравлика, 1940.
М а к к а в е е в Н. И. и Советов В. С. Трассирование землечерпа-
тельных прорезей на перекатах равнинных рек. «Тр. ЦНИИречфлота»,
140. вып. 3.
Маккавеев Н. И Русло реки и эрозия в его бассейне. М„ Изд-во
АН СССР, 1955.
М а к к а в е е в Н. И., X м е л е в а Н. В., 3 а и т о в И. Р., Лебеде-
ва Н. В. Экспериментальная геоморфология, вып. 1. Изд-во МГУ, 1961.
Маккавеев Н. И. Новое в развитии теории продольного профиля
рек. «Изв. АН СССР», сер. геогр., 1962, № 6.
Маринич О. М. Про похождение врезанных меандр!в в Днктре.
«Науков! записи КГУ», 1950, т. 9, вып. 1.
Мартонн Э. Основы физической географии. М., Учпедгиз, 1945. ч. II.
Молчанов А. П р е о б р а ж е н с к и й И. Ф. Леса и лесное хо-
зяйство Архангельской обл. М., Изд-во АН СССР, 1957.
М и л о в и ч А. Я. Нерабочий изгиб потока жидкости. «Бюлл. Поли-
техи. об-ва», 1914, № 10.
ОрлянкинВ. Н. Определение мощности руслового аллювия по аэро-
фотоснимкам. Сб. «Количественные методы в геоморфологии». М., 1963.
Останин В. Е. Морфология долин Иртыша на участке от Тобольска
до устья и история ее формирования. «Вести. Моск, ун-та», сер. геогр.,
1960, № 5.
Павленко В. Г. Элементы теории судовождения на внутренних вод-
ных путях, ч. II. М., «Транспорт», 1964.
Попов И. В. Деформации речных русел и гидротехническое строи-
тельство. Л., Гидрометеоиздат, 1965.
«Проектирование судовых ходов на свободных реках». «Тр.
ЦНИИЭВТ», вып. 36. М„ 1964.
Р ж а н и ц ы н Н. А. Морфологические и гидрологические закономер-
ности строения речной сети. Л., Гидрометиздат. 1960.
Рождественский А. П. Основные черты современного рельефа
и новейшая тектоника восточной окраины Русской платформы и предураль-
ского краевого прогиба. Геоморфология и новейшая тектоника Волго-
Уральской области и Южного Урала. Уфа, 1960.
Рождественский А. П. Типы меандрирования речных русел и
связь их с проявлением новейших тектонических движений. «Землеведе-
ние», нов. сер., VI, 1963.
Розовский И. А. Движение воды на повороте открытого русла.
Киев. 1957.
Сел ивановский Б. В. О некоторых вопросах геоморфологии и
палеогеографии области Вятского вала. «Уч. зап. КГУ», геол., кн. 5, 1950,
т. 110.
Семе нов-Тя н-Ша иск и й В. П. Россия. «Среднерусская чер-
ноземная область», ч. II, 1902.
Серебряков А. В. Гидрологические особенности нижнего Дона
после зарегулирования его стока Цимлянским водохранилищем. «Тр.
III Всесоюз. гидр, съезда», 1960, т. 15.
Сухо мел Г. И. Вопросы гидравлики открытых русел и сооружений.
Киев, 1949.
66
Тихомирова М. М Возможности использования карт генераль-
ного межевания тля изучения динамики ландшафта. «Вест. Моск. ун-та»,
сер. геогр., 1960, № 4.
Трегубов Г. А. Боковая эрозия русла Амура и Зеи. Амурский
сборник. № 1. Хабаровск, 1959.
Т р е с к и н с к и й С. А. О принципах изучения рек в целях тектониче-
ского анализа. «Разведка недр», 1950. № 1.
Цветков М. И. Изменение лесистости Европейской России с конца
XVII в. и до 1914 г. М„ Изд-во АН СССР. 1957.
Ц ы с ь П. М. Геоморфология УССР. Львов, 1962.
TII а н ц е р Е. В. Аллювий равнинных рек умеренного пояса и его зна-
чение для познания закономерностей строения и формирования аллюви-
альных свит. «Тр. ГИН АН СССР», т. 135. М., 1951.
Шарашкина Н. С. Лабораторные исследования русловых процес-
сов. Сб. «Проблемы русловых процессов». М., Изд-во АН СССР, 1953.
Шарашкина Н. С. Роль грядообразных движений наносов в фор-
мировании речных русел. Гидравлика сооружений и динамика речных русел.
М.. Изд-во АН СССР, 1959.
Ш н и т н и к о в А. В. Изменчивость общей увлажненности материков
Северного полушария. «Зап. Всесоюз. геогр. о-ва», т. XVI, 1957.
Ярославцев Н. А. Лабораторные исследования руслового процесса
при паводках. Сб. «Проблемы русловых процессов». М„ Изд-во АН СССР,
1953
В a u 1 i g Н. Problems des meanders. «Bull. Sol. Beige d’Etudes geogr.»,
1948. Bd. XVII, Nr. 2.
D u г у G. H. Misfit streams. «The geographical Rewiew», 1960, vol. L.,
No. 2
F о g t H. Aspekte der Morphodynamik des mittleren Adour. «Petter-
manns Geogr. Mitt.», 1963, No. 1.
F r i e d k i n J. Laboratory study of the meandering of alluviale rivers
Waterw. experiment station. Viksburg, 1945.
H j u 1 s t r 6 m F. Studien uber Maanderproblem. «Geografiska Ann»,
1942, Hf. 3—4.
Kader L. Das Problem der FluBmaander. «Acta Univ. Debucen», Hf. 2,
1955.
Kremmer E. Die terrasenlandschaft der mittleren Mosel. Bonn, 19o4.
Leopold L. B.. W о 1 m a n M. G. River meanders. «Bull. Geolog. Sol.
Amer.», 1960, vol. 71, No. 6.
Leopold L. В., В a g n о 1 d R. A., W о 1 m a n M. G., В r u c h L. M.
I. Flow resistance in Sinuous or irregular channels. Geologica Survey profes-
sional paper. 282 — D Washington, 1960.
Leopold L. B., Wolm a n M. G„ M i 11 e r J. Fluvial processes in
geomorphology. San-Francisco, 1964.
Masuch K. Zur Frage der Talmaander. «Berliner Geogrph. Arbeit
geograph. Instit. d. L'niverb», 1935, H. 9.
iN i p p e г t. Uber den stromungsverlust in gekrummten Kanelen. Forsi-
ungsarbeiten Ingenieur wesens», 1929, H. 320.
Schattner J. The lower Jordan valley. Jerusalem, 1962.
S c h u m m S. A. The shape of alluvial charnels in relation to sediment
type. «U. S. Geol. survay. Prof. Paper.», 1960, 352B.
Speight LG. Spectral analisis of meanders of some australasion ri-
vers. «Landform Studiy from Australia and N. Guinea.». Canberra, 1967.
Spengler. Der stand der Diskussion uber Maanderproblem. «Geogr.
Ber.», 1958, No. 9.
Troll C. Uber Alter und Bildung von Talmaandern. «Erdkunde», 1954,
vol. VIII.
Tiffany 1. B„ Nelson G. A. Reports section of Hydrology. «Transl.
Amer. Geophys. Union», 1939, 20.
Wittman H. Wasser und Geschiebebeweging in gekrummten Flusst-
recken. Berlin. 1938.
87
ОБРАЗОВАНИЕ АЛЛЮВИАЛЬНЫХ РОССЫПЕЙ
ГОРНОГО ХРУСТАЛЯ
Общие положения
Проблема формирования аллювиальных россыпей полез-
ных минералов тесно связана с развитием двух отраслей па-
леогеографии—палеогеоморфологии и палеогидрологии. Пре-
жде чем попасть в русло водного потока, обломки дезинтегри-
рованной горной породы долгое время могут находиться в со-
ставе элювия или склонового делювия и их смещение зависит
от особенностей развития форм рельефа, которые облекает
покров рыхлой элювиально-делювиальной толщи. Проделав
путь от водораздела к тальвегу флювиальной формы рельефа,
обломки поступают в распоряжение водного потока, который
их сортирует, шлифует и переносит на то или иное расстояние
в зависимости от своей транспортирующей способности. При
поисках коренного источника россыпи или определении грани-
цы ее распространения только комплексное применение гео-
морфологических и гидрологических методов может помочь
решению этих задач.
К сожалению, названные отрасли палеогеографии находят-
ся на разных по высоте ступенях развития. Геоморфология
уже в течение ряда десятилетий уделяет большое внимание
вопросам, связанным с историей развития рельефа, и в настоя-
щее время вряд ли найдется участок суши, для которого не
было бы предложено более или менее обоснованной схемы
развития геоморфологического ландшафта. Гидрология в па-
леогеографии представлена гораздо более бедно. Об истории
развития гидрологического звена ландшафта отдельных ре-
гионов можно получить в настоящее время лишь сугубо при-
ближенное общее представление, основывающееся на тех каче-
ственных признаках о степени влажности климата, которые
получены в результате палинологических анализов, палеонто-
логических находок и изучения сохранившихся остатков коры
выветривания. Между тем для решения задач, связанных с
поиском и разведкой россыпных месторождений, необходимы
достаточно точные количественные данные о величине стока,
расходах воды в реках, транспортирующей способности пото-
ков и другие, без которых практические результаты изысканий
88
малоэффективны, а реальная база для применения математи-
ческих методов исследований не будет найдена.
Проведенные лабораторией экспериментальной геоморфо-
логии исследования затронули в основном гидрологическую
часть проблемы, как наименее изученную. По остальным раз-
делам проблемы исследования ограничились сводкой имею-
щихся фондовых и литературных источников. Работы выпол-
нены на средства 101-й экспедиции VI производственного
объединения.
Конкретным объектом исследований являлись россыпи гор-
ного хрусталя восточного склона Южного Урала (в верховьях
Урала и Тобола). Рельеф здесь представляет собой почти рав-
нину, которую можно считать типичной поверхностью вырав-
нивания для периферических областей юга Урала. Объект
исследований расположен в пределах Восточно-Уральского
антиклинория. Мезокайнозойские отложения представлены
здесь в основном континентальными разностями и залегают на
сильно дислоцированных метаморфических и изверженных
породах докембрия и палеозоя. Магматическая деятельность,
особенно активная в верхнем палеозое, обусловила здесь ши-
рокое развитие интрузивных тел. В процессе пенепленизации
рельефа в мезозое и кайнозое произошло образование россы-
пей полезных ископаемых различных генетических типов и
видов.
Россыпи горного хрусталя в данном районе связаны с ал-
лювием древних ложбин стока, сохранившимся на междуреч-
ных пространствах. Эти ложбины, полностью или частично
заполненные неоген-четвертичными осадками, представляют
собой формы крипторельефа, наличие которых не всегда про-
является в отметках дневной поверхности. В литературе они
получили название «древние лога», этого названия будем при-
держиваться и мы. Ключевой задачей исследования было
установить гидрологические условия, при которых развива-
лись древние флювиальные формы. Эти условия определяли
пути исследовании для решения задач, непосредственно ка-
сающихся механизма формирования россыпей (расчет транс-
портирующей способности потоков, выделение генетических
зон россыпей и др.).
Условия формирования древних логов
Сравнение древних и современных флювиальных форм оди-
накового порядка величины обнаруживает значительную
между ними разницу. Современная овражно-балочная сеть в
общем унаследовала рисунок сети древних логов, но она го-
раздо более редкая и глубина врезания ложбин стока сравни-
тельно небольшая. Современные балки обычно очень широкие
(до 1,0—1.2 км), а глубина их врезания порядка 4—5 м. Густо-
89
Рис. 20. Типичные продольные про-
фили логов: 1 — древних; 2 — со-
временных
га древних логов вдвое больше густоты современных и в сред-
нем составляет 0,95 км/км2. Глубина вреза древних тогов в их
среднем течении достигает 15—20 и местами 25 м, т. е. превос-
ходит глубину вреза современных балок и оврагов в 4 и более
раз.
Базис эрозии древних логов располагался на уровне IV и
V надпойменных террас, высота которых над днищем речных
долин колеблется в пределах 30—80 м. Возраст террас —
дочетвертичный. Имея более высокий базис эрозии, лога все
же врезались глубже совре-
менных оврагов и балок.
Эта разница в глубине вре-
зания прослеживается в
среднем течении логов и
объясняется относительно
меньшей вогнутостью про-
дольного профиля (рис. 20)
современных флювиальных
форм, имеющий почти одно-
образный уклон от истоков
к устью. Напротив, уклон
продольного профиля в вер-
ховьях древних логов отно-
сительно большой. Здесь он достигает 0,25—0,35, а в низовьях
логов его величина убывает до 0,01 и менее.
Склоны древних логов были крутыми (до 20—25е), а ши-
рина их в 1,5—2,0 раза уступала ширине современных балок.
Так как густота древних логов была значительной, то мезо-
рельеф междуречных пространств этой территории, хотя она
была пенепленизирована уже в мезозое, отличался от совре-
менного более резкими формами и более дробным расчлене-
нием. Но наряду с этим максимальная амплитуда отметок
земной поверхности была относительно небольшой; глубина
врезания главных речных долин была меньше современной, а
средняя высота водоразделов мало изменилась (судя по остат-
кам сохранившейся на междуречных пространствах площад-
ной коры выветривания).
Русловые фации ложкового аллювия залегают на плотике,
сложенном сильно каолинизированными коренными породами
(гнейсами, кристаллическими сланцами). В механическом со-
ставе аллювия преобладающей фракцией является разнозер-
нистый песок, местами заиленный с обильной примесью (20—
40%) более крупных фракций (гравий, галька, валуны). Сте-
пень окатанности частиц крупных фракций весьма различная;
наряду с идеально обточенной галькой встречаются остро-
угольные совершенно не обработанные потоком глыбы и ще-
бенка. Обилие крупных обломков пород (вес которых нередко
достигает нескольких десятков килограммов) и‘разнообразная
90
степень их окатанности 'свидетельствуют, с одной стороны, о
большой транспортирующей способности проходивших по
логам потоков, а с другой — об участии делювиального при-
вноса в питании аллювия крупными частицами. Мощность
аллювиальной толщи обычно колеблется в пределах несколь-
ких десятков сантиметров и редко достигает 1,5—2,0 м. Шири-
на полос древнеаллювиальных отложений порядка 20—30 .и;
эти полосы нередко образуют изгибы, 'соответствующие древ-
ним меандрам, а также разветвления, соответствующие рука-
вам. Петрографический и минералогический состав аллювия
представлен устойчивыми по отношению к выветриванию раз-
ностями — кварцитом, кремнистыми сланцами, роговиками.
Аллювий сформировался в результате леремыва толщи, под-
вергавшейся интенсивному химическому выветриванию. Если
не учитывать разницу в минерально-петрографическом соста-
ве, то по своему строению и гранулометрии древний аллювий
логов очень близок к современному аллювию небольших рек
в предгорьях Кавказа, где господствует влажный субтропиче-
ский климат (Ленкорань, Колхида).
Древний аллювий погребен отложениями преимуществен-
но глинистого и суглинистого состава, лишь местами включаю-
щими небольшие линзы разнозернистых сильно заиленных
песков и отдельные крупные обломки коренных пород. Эти
отложения, полностью или частично заполняющие ложбины
древних логов, принято делить на три толщи: пестроцветную,
красноцветную и желто-бурую.
Пестроцветная толща залегает в логах непосредственно
на описанных выше древнеаллювиальных отложениях. Ее мощ-
ность 10 -15 м. Основной фоновый цвет толщи варьирует от
желтого до оранжевого и от розового до темно-красного. Вся
толща пересечена прожилками, образующими сложную сеть,
окраска которых либо белесо-серая, либо зеленовато-серая —
в общем более светлая, чем у основного фона. Механический
состав «фоновой» толщи глинистый (частицы менее 0,01 мм
обычно составляют 60—80%), а материала, выполняющего
прожилки, всегда несколько иной: он либо легче, либо, наобо-
рот, тяжелее, чем у «фоновой» толщи. А1инералогический со-
став характеризуется устойчивыми по отношению к выветри-
ванию разностями (кварц, магнетит, гематит, циркон, топаз,
турмалин, ставролит и др.). Спектральный анализ показывает,
что состав элементов пестроцветной толщи и остатков древ-
ней коры 'выветривания, сохранившейся местами на склонах
водоразделов, идентичен.
Пестроцветные отложения, очевидно, являются продукта-
ми смыва со склонов междуречий. По-видимому, гидрологиче-
ский режим ложковой сети значительно изменился. Ранее быв-
шее постоянным, течение в логах стало прерывистым Только
при условии длительных перерывов течения стало возможным
91
накопление в тальвегах логов глинистых отложений. Тонко-
илистые частицы, смытые в ложбину лога дождевыми пото-
ками, в сухую погоду могли отвердеть (схватиться) настоль-
ко, что поток при последующем ливне не в состоянии был их
полностью эродировать. Возникновение трещин при пересыха-
нии осадков, а также деятельность землероев способствовали
образованию сети прожилок. Согласно стратиграфической
схеме, разработанной стратиграфическим совещанием по
Уралу в 1963 г. в Ленинграде, пестроцветные отложения отно-
сятся к карокольской серии неогена. Палинологические ана-
лизы, выполненные Р. Рубиной под руководством проф.
А. А. Чигуряевой (1962) и Ю. В. Ануфриевым (1955, 1960),
показывают, что в период отложения пестроцветной толщи
господствовали степные и лесостепные ландшафты. Следует
отметить, что образование пестроцветных элювиальных и де-
лювиальных толщ вообще характерно для условий довольно
теплого семиаридного климата.
Выше по разрезу пестроцветные глины постепенно перехо-
дят в плиоценовые красно-бурые суглинки, содержащие
60—70% пылеватых частиц. Наряду с устойчивыми минерала-
ми в их составе появляются разности менее устойчивые про-
тив выветривания (роговая обманка, эпидот, рутил, полевые
шпаты). Вероятно, что при формировании этой толщи смыву
стали подвергаться нижние горизонты коры выветривания,
что сказалось на составе толщи. Характерно обилие карбонат-
ных стяжений, распределенных по всей толще. Согласно пали-
нологическим анализам Е. Д. Заклинской (1958) можно счи-
тать, что формирование красно-бурых суглинков происходило
в условиях также семиаридного, но, может быть, несколько
более холодного климата.
Разрез завершают четвертичные желто-бурые глины и су-
глинки, или современный овражно-балочный пролювий. По-
следний представлен песчанистыми илами с редкими включе-
ниями неокатанных обломков коренных пород.
Максимальной глубины врезания древние лога, очевидно,
достигли в период очень влажного богатого осадками клима-
та, когда по ним протекали непересыхающие летом водные
потоки, а растительность на бортах этих небольших речных
долин была достаточно хорошо развита, чтобы сохранять от
оползания и смыва довольно крутые склоны. Заполнение сети
долин малых рек рыхлыми отложениями произошло в резуль-
тате изменения климата, который стал более сухим, вследст-
вие чего реки с малыми площадями водосбора пересохли и по
их долинам лишь изредка проходили дождевые потоки.
Тектоника не имела отношения к процессу погребения ло-
гов рыхлыми отложениями. Напротив того, казалось бы, что
неоген-четвертичные поднятия Урала, вызвавшие врезание
главных долин данной территории на глубину до 80—100 м.
92
должны были способствовать дальнейшему врезанию логов.
Между тем глубинная эрозия от главных долин распростра-
нилась регрессивно лишь в низовья наиболее крупных логов
(где местами полностью эродирован древний аллювий), а на
основном протяжении ложковой сети продолжалась аккуму-
ляция, несмотря на снижение местных базисов эрозии. Таким
образом, современный рельеф данной территории развивался
на последнем этапе своей истории под воздействием двух про-
тиворечивых процессов: выравнивания «сверху», приводящего
к сглаживанию мезорельефа на междуречных пространствах,
и расчленению «снизу», в результате чего углубились главные
речные долины. Эту форму равнин мы назвали дисп л ено м,
подчеркивая этим названием противоречивость процессов, оп-
ределивших современный облик рельефа.
Возраст древнего аллювия, соответствующего стадии вре-
зания древних логов на максимальную глубину, по-видимому,
относится к верхнему олигоцену — низам миоцена, когда
климат здесь был влажным и жарким, что позволило1 образо-
ваться обильно разветвленной речной сети, а густая тропиче-
ская и субтропическая растительность способствовала сохра-
нению крутых склонов. Тектоническая обстановка в то время
была спокойной (Борисевич, 1954, 1960), что позволило даже
малым рекам образовать вогнутый профиль. Заполнение ло-
гов осадками произошло в основном в период образования
«зебровидной» коры выветривания, характерной для условий
климата с наличием сухих сезонов (Разумова, 1963, 1965).
Аккумуляция в логах продолжалась в плиоцене и постплио-
цене, но с убывающей интенсивностью. Эти стратиграфические
даты еще требуют уточнения и их можно оспаривать
(Ананьев, 1964), но дискуссия по этому вопросу не входит в
план настоящей работы, так как сдв*иг дат начала аккумуля-
ции в логах не меняет существа намеченной выше схемы про-
цесса формирования дисплена.
Определение среднегодового модуля стока для периода
максимального врезания древних логов было произведено
посредством сравнения, во-первых, продольных профилей и,
во-вторых, меандр русла древних и современных флювиаль-
ных форм с учетом изменения площадей водосборов. При-про-
чих равных условиях кривая продольного профиля тем значи-
тельнее вогнута, чем больше руслоформирующий расход
воды.
Отсюда следует, что если сравнить две реки равной длины,
находящиеся в одинаковых геологических условиях и имею-
щие близкий средний уклон, то продольный профиль более
многоводной реки будет круче в верховьях и положе в низовь-
ях. чем у реки относительно маловодной.
Для анализа были отобраны древние лога, положение ко-
торых в плане совпадало с положением современных балок, а
93
среднее падение тех и других было одинаковым. Были выбра-
ны бассейны, в пределы которых еще не проникла «волна»
новейшей регрессивной эрозии. Для расчета 'использована
формула Маккавеева l=k-Q~2!>, где /— уклон продольного
профиля, Q — руслоформирующий расход веды, k— коэффи-
циент, зависящий от среднего уклона реки и характера русла.
Соблюдение .при отборе^ объектов анализа указанных выше
условий позволяло считать величину k приблизительно по-
стоянной. В этом случае
(1)
Индексы «д» и «с» означают «древний» и «современный».
В табл. 17 приведены результаты подсчетов для четырех пар
логов. Уклоны определены для нижней (считая по течению)
половины кривой продольного профиля. Средняя величина
отношения —д- равна 5,5. Для отдельных логов значения это-
го отношения сильно отличаются ст среднего. Этому причиной
не только малая точность определения исходных величин, но
и значительное несовпадение размеров площадей водосборов
древних и современных логов, так как сеть последних вдвое
реже. Многие древние ложбины стока настолько заполнились
отложениями, что .их водосборы присоединились к водосборам
соседних еще сохранившихся ложбин. Учитывая это обстоя-
<2д
тельство, полученную величину отношения —— следует уд-
Qc
воить. т. е. она приблизительно равна И.
Определение соотношения расходов воды посредством
сравнения размеров излучин русла удалось выполнить для
р. Уй, где имеется несколько врезанных меандр, сформиро-
вавшихся в период образования четвертой надпойменной
террасы. Анализ выполнен Н. В. Хмелевой. Приняв, что ра-
Таблица 17
Соотношение древнего и современного
расхода логов
№ логов Длина отрезка русла, м 'д А <?с
1 820 0 0037 0,014 7,4
2 770 0,0065 0,022 6,3
3 920 0,033 0,0071 3,2
4 149, 0,003] 0,010 5.7
94
диус (г) меандры пропорционален корню квадратному из
расхода воды (Маккавеев, 1955), получаем
Qc(^)2’ (2)
Средняя величина радиуса врезанных меандр (гд) р. Уй со-
ставляет 670 м, а современных свободных меандр (гс) на
соседних участках реки — около 200 м. Подставляя эти вели-
чины в формулу (2), получаем, что руслоформирующий рас-
ход р. Уй был в период образования врезанных меандр в И
раз более современного.
В настоящее время среднегодовые значения модуля стока
данной территории составляют от 1 до 2,5 л'сек-км2, увеличи-
ваясь с востока на запад (Быков, 1963). На основании полу-
ченных соотношений можно считать, что величина модуля
стока в период максимального врезания логов была в преде-
лах 10—30 л/сек-км2. В условиях теплого влажного климата
реки с малыми водосборами имели преимущественно дожде-
вое и отчасти грунтовое .питание. Для режима их, очевидно,
были характерны частые паводки, так как малые реки с преи-
мущественно дождевым питанием всегда имеют паводочный
режим. Амплитуда паводочных уровней, судя по мощности
древнего аллювия, не превышала в логах с площадью водо-
сбора 3 км2 нескольких десятков сантиметров, а в логах с пло-
щадью водосбора 10 км2 — двух метров.
Наиболее близкими современными аналогами древних ло-
гов юго-восточного Урала могут быть в пределах СССР малые
реки предгорий Закавказья в зоне развития почв латеритного
типа. В южной окраине Колхиды, в пределах высотного пояса
0—600 м, малые реки имеют дождевое и грунтовое питание, а
модуль стока составляет 15—30 л!сек-км2 (Владимиров, 1962).
Невысокие холмы, образовавшиеся в результате эрозионного
расчленения древних террас, прорезаны густой сетью малых
рек, которые даже при незначительных площадях водосбора
(менее 1 юн2) имеют постоянное течение. Склоны долин этих
речек имеют значительную крутизну (15 - 25°), но покрыты
рыхлой толщей пестроцветной и красноцветной коры выветри-
вания, которую предохраняет от оползания густая раститель-
ность. Аллювий малых рек здесь по внешнему виду и грануло-
метрическому составу весьма напоминает аллювий уральских
древних логов. Он также желто-серого цвета и состоит из раз-
нозернистого заиленного песка с галькой и неокатанными об-
ломками.
В малых реках с паводочным режимом почти весь твердый
сток приурочен только к периодам паводков. Паводочный рас-
ход, при котором в многолетнем разрезе проходит наибольший
объем твердого стока, определенный по методике Маккавеева
95
(1955). соответствует примерно расходу 1%-ной обеспечен-
ности. Для определения расхода воды указанной вероятности
были использованы данные, характеризующие максимальный
дождевой сток в реках-аналогах, опубликованные В. А. Мур-
ванидзе (1961), пополненные результатами наблюдении Чер-
номорской экспедиции МГУ (1963—1965) и фондовыми мате-
риалами Батумского гидрометбюро. Была установлена сле-
дующая зависимость:
Qi% = AF, (3)
где Qi% — расход воды 1 %-ной обеспеченности, F — площадь
водосбора, км2-, А — коэффициент, величина которого зависит
от площади водосбора. Его значения, подсчитанные А. С. Ни-
колаевой. приведены ниже.
F 0,1 0,2 0,5 1,0 2,0 5,0 10,0 25,0 50,0
А 3,23 3,22 3,20 3,18 3,16 3,12 3,10 3,06 2,99
Используя графики нарастания площади водосбора с по-
мощью уравнения (3), подсчитаны расходы дождевых павод-
ков для ряда створов на древних логах. Для того чтобы опре-
делить скорость течения (v) и глубину потока (Н) на этих
Рис. 21. Поперечный профиль древнего лога и график зависимо-
сти площади живого сечения потока (со) от средней глубины (77)
створах, были составлены (рис. 21) поперечные профили русла
(по данным разведочных скважин и шурфов), явившиеся осно-
ванием для построения кривых связи где со — живое
сечение потока. Затем подсчитывалась паводочная пропускная
способность русла по известной в гидравлике русловых пото-
ков формуле
О.с. —
= «о V /?. (4)
96
Уклон (/) подсчитан по продольному профилю на участке
длиной 50 м (25 м вверх и 25 м вниз по течению от створа);
с — коэффициент формулы Шези — определен на реках-анало-
гах на участках с близкими значениями уклонов, в среднем он
оказался равным 15; R—гидравлический радиус — был при-
нят равным глубине (Н), значение которой устанавливалось
путем подбора по графикам ы=}(Н). Средняя по живому се-
чению скорость потока (о) в паводок определялась из уравне-
*21%
ния неразрывности v =------.
СО
Определенные расчетами скорости течения и глубины па-
водковых потоков в древних логах оказались небольшими.
Порядок величины глубины хорошо соответствовал величине
средней мощности элювия, а скорость течения редко превы-
шала 1 м/сек. Согласно существующим формулам для опреде-
ления критического1 размера частиц наносов, перемещаемых
речным потоком, при данных скоростях течения в древних ло-
гах могли перемещаться частицы не крупнее, чем мелкая
галька. Но тем не менее в составе древнего аллювия находят-
ся крупная галька, валуны и глыбы. Вес последних достигает
нередко нескольких десятков килограммов. Возможность пе-
реноса 'крупного материала селями исключалась, так как в
характере древнего аллювия ничто не напоминало отложений
селевых потоков. Для выяснения причин расхождения факти-
ческих и расчетных размеров частиц аллювия были поставле-
ны специальные опыты, описание которых приводится в сле-
дующем разделе.
Транспортировка крупнообломочного материала в логах
В потоках с малой глубиной, шероховатым руслом, неуста-
нов'ившимся режимом течения ’ и сравнительно большим
уклоном дна крупные частицы обычно перемещаются путем
перекатывания во время прохождения переднего фронта вол-
ны паводка. При этом 'поверхность воды возле перемещающей-
ся частицы резко деформируется; перед частицей возникает
водяной бугор и она служит как бы подвижной плотиной, вос-
принимающей и скоростной, и гидростатический напоры по-
тока.
Эти специфические условия были, по возможности, воспро-
изведены в лаборатории. Опыты производились в лотке с пе-
ременным уклоном дна, имеющем прямоугольное поперечное
сечение шириной 0,5 м. Длина рабочей части лотка равнялась
10 м. Для придания дну лотка шероховатости оно было покры-
то бетоном, в который наполовину утоплена галька 2—3 см
1 Паводочный режим малых рек 'придает их течению иеустановившийся
характер.
7 Зак. юз
97
в поперечнике на расстоянии 5 см друг от друга в шахматном
порядке. Для опытов было отобрано 100 обломков кварца и
хрусталя различной степени окатанности, веса которых варьи-
ровали в пределе от 40 до 4760 г.
Опыты можно разделить на две серии. В опытах первой
серии течение было установившимся, а обломки вводились в
поток. Опыты второй серии отличались неустановившимся
режимом течения, а обломки укладывались на дно лотка пред-
варительно, до пуска воды. Опыты проведены при трех укло-
нах дна лотка: 0,035, 0,015 и нулевом. Расходы воды при уста-
новившемся режиме течения изменялись в различных опытах
ст 10,5 до 28,9 л!сек. В опытах с неустановившимся режимом
потока мгновенные расходы воды достигали 60 л/сек. Гидрав-
лические характеристики потока для 10 основных опытов пер-
вой серии приведены в табл. 18. Следует отметить, что в боль-
шинстве опытов поток был бурным (число Фруда более еди-
ницы).
Таблица 18
Гидравлические характеристики потока в опытах первой серии
Уклон Расход воды, л/сек Скорость течения, см/сек. Глубина, см Число Фруда
0,00 10,5 60 5,7 0,64
0,00 20,1 68 8,0 0,58
0,00 28.9 93 9,0 0,92
0,015 10,5 121 4,0 3,9
0,015 14,5 138 4,6 4,2
0,015 20,1 148 5,0 4,4
0,015 28,9 174 6,0 5,1
0,035 10,5 148 3,0 6,7
0,035 20,1 174 4,0 7,7
0,035 28,9 210 5,0 9,0
Погружение обломков производилось в створе, удаленном
от головного успокоителя на 1 м. Они вводились на середине
поперечного сечения осторожно по одному. После того как
пройденный обломком путь был зафиксирован, он удалялся
из лотка, чтобы не создавать препятствия движению следую-
щего обломка. Критический вес обломка (т. е. максимальный
вес обломка, который может перемещаться при заданных
гидравлических условиях) определялся как среднее из двух
весов: а) обломка минимального веса из тех, которые осели
в пределах первого метра от пускового створа, и б) обломка
максимального веса из тех, которые были вынесены за преде-
лы первого метра от пускового створа.
Кроме критического веса исследовалась степень рассеива-
ния обломков, которая учитывалась’в двух аспектах: а) «рас-
сеивание по расстоянию» —неравномерность расстояний, прой-
98
денных обломками (вес которых не отличается от критиче-
ского более чем на 10%) от пускового створа до пункта акку-
муляции, и б) «рассеивание по весу»—неравномерность весов
обломков, имеющих вес более критического, но вынесенных за
пределы первого метра от пускового створа. В .качестве инди-
катора служил коэффициент неравномерности Сг, вычисляв-
шийся по обычной принятой в статистике методике. Всего бы-
ло проанализировано 28 статистических рядов; продолжитель-
ность каждого из них колебалась от 16 до 36.
Результаты статистических исследований, выполненных
Николаевой, показали, что величины С зависят от скорости
течения. Так, коэффициент неравномерности весов обломков
(Сгр) при скорости течения 0,5 м/сек. равен приблизительно
единице, а с увеличением скорости до 1,7 м/сек он убывает до
0,42. Для спокойного потока получена следующая зависи-
мость:
c™“°’3 + -v- <5>
В бурном потоке (число Фруда более единицы) С,р стано-
вится почти постоянной величиной, колеблясь в пределах
0,30—0,35. Такова же общая зависимость и для рассеивания
по длине. При увеличении скорости течения от 0.8 м/сек до
1.7 м сек С, / изменяется от 0,55 до 0,30.
Таким образом, как по весу обломков в зоне их аккумуля-
ции, так и по расстоянию, в пределах которого они оседают,
коэффициент вариации снижается с возрастанием скорости
течения. Иными словами, связь между критическим весом
частицы аллювия и скоростью течения увеличивается с воз-
растанием последней. Одной из основных причин, вызываю-
щих рассеивание крупных частиц аллювия, является неодина-
ковая их форма. Опыты показали, что с увеличением скорости
течения влияние этого фактора на рассеивание обломков ста-
новится менее существенным.
Зависимость между средней скоростью течения и критиче-
ским весом обломков, как показали результаты опытов, до-
вольно точно следует закону Эри (рис. 22), по которому вес
пропорционален скорости в шестой степени. Если на основа-
нии кривых, показанных на рис. 22, вывести ‘уравнение, оно
будет .иметь следующий вид:
Р = (95 — 10/0-043) г>6. (6)
В уравнении (6), очевидно, не учтен какой-то существен-
ный фактор, так как оно имеет парадоксальный вид: с увели-
чением уклона (при равной скорости течения) критический
вес обломка убывает, что противоречит действительности.
Неучтенным фактором является глубина потока, роль которой
7*
99
в процессе эрозии и транспорта наносов весьма своеобразна
и неоднозначна. Она изменяется в зависимости от соотноше-
ния между вертикальным размером частиц и величиной глу-
бины. Если глубина значительно больше вертикального раз-
мера частицы аллювия, то она сказывает как бы «пригру-
жающее» воздействие на частицу и критический вес послед-
ней уменьшается (при равной скорости течения). Причины,
Рис. 22. Графики зависимости критического веса обломков (Р) от сред-
ней скорости течения (о) при различных уклонах дна (/)
вызывающие «пригрузку» частиц, пока еще не совсем ясны.
Одни 'исследователи считают, что здесь сказывается гидро-
статическое давление столба воды над лежащей на дне части-
цей, другие связывают убывание эрозионной способности по-
тока при росте глубины с уменьшением вертикального гради-
ента скорости течения в придонной части потока. Во всяком
случае в потоке с относительно1 большой глубиной смещение
частицы осуществляется только за счет кинетической энергии
потока. Иная роль глубины, если она соразмерна с величиной
вертикального поперечника частицы аллювия. Последняя, как
отмечалось выше, создает местный перепад уровней, я сме-
щение частицы осуществляется не только за счет динамиче-
ского воздействия струй, но ,и гидростатического напора.
На рисунке 23 показано распределение глубин возле ле-
жащего на горизонтальном дне лотка обломка. Контур облом-
ка показан сплошной линией. Пунктиром условно оконтуре-
ны области, где поверхность потока испытала особенно зна-
чительные деформации. Депрессия водной поверхности
с низовой стороны обломка обозначена знаком —, а водяной
бугор с верховой стороны обломка — знаком,+. Величина пе-
репада уровней, вызванная наличием в потоке обломка, в дан-
ном случае составляет 40—45 мм и несколько превышает
среднюю глубину потока. Если частица приходит в движение,
100
то деформация водной поверхности следует за ней. Поскольку
скорость перемещения крупной частицы аллювия обычно го-
раздо меньше скорости течения, она в процессе .своего дви-
рссстояния , см
Рис. 23, Глубины воды около лежащего на горизонтальном дне об-
ломка. Цифрами со штрихом обозначены глубины на обломке. Стрел-
ками показано направление течения. Пунктиром оконтурены области
наиболее значительных деформаций водной поверхности
жения непрерывно воспринимает как статический, так и дина-
мический напоры потока.
Установив, что критический вес частицы аллювия (Р) на-
101
ходится в прямой зависимости от скорости течения и глубины
потока, примем следующую принципиальную структуру фор-
мулы: P=kpxHvvz. Здесь р — плотность жидкости (воды вме-
сте со взвешенными наносами); k — безразмерный коэффи-
циент, зависящий от уклона дна и других факторов. На осно-
вании теории размерности получаем значения неизвестных
показателей степени: х=1; у = 2; г = 2. После этого по экспе-
риментальным данным определяем значения коэффициента k.
В результате уравнение принимает следующий вид:
р = (30 + 640/) • ICH’pu2//2, (7)
здесь Р, г; v, см!сек; Н, см.
Следует подчеркнуть, что формула (7) применима только
для потоков с высоким числом Фруда (свыше 0,5) и глубиной,
соразмерной с величиной транспортируемых частиц. Если
глубина потока более чем втрое превосходит вертикальный
поперечник частицы, то критические веса, полученные по фор-
муле (7), сильно завышены по сравнению с фактическими.
Кроме того, следует иметь в виду, что по формуле (7) опре-
деляются средние максимальные величины критических весов
частиц. Турбулентность потока, неравномерность уступов ше-
роховатости русла и неодинаковая форма обломков — все это
приводит к «рассеиванию по весу», о котором было сказано
выше.
Вторая серия опытов с неустановившимся режимом потока
позволила выявить еще некоторые специфические особенности
процесса перемещения крупных наносов в логах. В узких и
сильно шероховатых руслах логов, оврагов и малых рек уров-
ни воды в начале ливневого паводка обычно поднимаются
ступенями. Каждая ступень соответствует прохождению водя-
ного вала, в переднем фронте которого водная поверхность
наклонена вниз по течению под углом до 30°. В гидравлике
такие валы получили название прямых положительных волн
перемещения. Лане и Миллер (Luna, Miller, 1956) в результа-
те трехлетних наблюдений в логах около г. Санта-Фэ (штат
Новая Мексика) составили довольно детальное описание та-
ких волн ливневых паводков. По данным этих исследовате-
лей, средняя продолжительность летних паводков в логах со-
ставила 2 час. Из них 10 мин длился подъем уровня, который
обычно начинался появлением водяного вала. Нередко за
первым валом следовали с интервалом времени 0.5—1,0 мин
следующие валы, высотой каждый до 10—15 см. При прохож-
дении переднего фронта волны крупные частицы аллювия
(поперечник которых доходил до 25 см и более) перемещались
перекатыванием на расстояние порядка нескольких десятков
метров. Авторы утверждают, что перемещение частиц аллювия
наблюдалось даже в тех случаях, когда средний уровень воды
достигал всего половины их высоты.
102
Исследование транспор-
тировки наносов в потоке с
неустановившимся движени-
ем выполнялось в том же
лотке, что и опыты первой
серин. Конструктивные из-
менения лотка заключались
в установке возле головного
успокоителя щита, при по-
мощи которого накапливал-
ся объем воды 0,5 л«3. При
резком поднятии щита по
лотку проходила волна по-
пуска, высота которой в
различных опытах состав-
ляла от 3,5 до 20 см. Ско-
рость распространения пе-
реднего фронта волны до-
стигала 1,9 м/сек. Опыты
производились при трех ук-
лонах дна: 0,042; 0,015 и
нулевом. Обломки породы
заранее укладывались на
дно лотка небольшими груп-
пами (по 2—3) на расстоя-
нии 1 м от головного щита.
Отдельные опыты произ-
водились в лотке со стек-
лянными стенками, где для
фиксации перемещающейся
волны была использована
кинокамера скоростной съем-
ки Ск-С-1. Съемка произво-
дилась с частотой 400—1200
кадров в секунду, что по-
зволило проследить особен-
ности воздействия волны на
обломок (рис. 24). Когда
гребень волны проходил че-
рез обломок, возникал
всплеск и обломок приходил
в движение. Далее он дви-
гался перекатыванием со
скоростью вдвое-втрое мень-
шей, чем передний фронт
волны, и постепенно замед-
лял свое перемещение по
мере отставания от передне-
Рис. 24. Кадры из киносъемки (1000
кадров в секунду), показывающие
воздействие волны паводка на обло-
мок: I—до подхода волны; II—пе-
редний фронт волны подходит к об-
ломку; Ill, IV — всплеск волны; V —
обломок пришел в движение
103
Таблица 19
Сравнение расчетного и фактического весов крупных частиц аллювия
Косаревского лога
Расстояние от вершины лога, км Площадь водосбора, км- Гидравлические характеристики потока Вес наиболее крупных частиц аллювия, кг
расход воды, мл/сек глубина, м скорость течения, м/сек уклон расчетный фактиче- ский
0,165 0,24 0,85 0,14 0,56 0,011 2,28 2,4
0,185 0,25 0,88 0.16 0,52 0,008 2,42 2,2
0,355 0.57 1,92 0,13 0,81 0,022 4,88 5,8
0,482 0,60 1,98 0,34 0,57 0,004 12,15 9,0
0,840 0.67 2,22 0,27 0,49 0,004 5,69 5,0
1,140 0,73 2,95 0,20 0,43 0,005 2,49 3,0
1,644 1,51 4,97 0,26 0,50 0,004 5,50 5,0
го фронта, так как в тыловой части волны скорости течения
значительно убывают Таким образом, эффект воздействия
волны сводится к импульсивному перемещению обломка на
сравнительно небольшое расстояние.
Большое влияние при неустановившемся режиме потока на
критический вес обломка оказывает относительная глубина
воды в русле до подхода переднего фронта волны. В случае,
когда до подхода волны обломок полностью покрыт водой,
критический вес частицы таков же, как и в потоке с устано-
вившимся режимом, и может быть определен по формуле (7),
если в нее подставим среднюю глубину при прохождении
гребня волны (без учета всплеска) и скорость течения, соот-
ветствующую данной глубине при равномерном режиме. Наи-
больший эффект оказывает волна, если до ее подхода обло-
мок лежит на сухом дне. В этом случае обломок восприни-
мает удар волны всей обращенной против течения поверхно-
стью, и критический вес возрастает в 2—3 раза по сравнению
с тем. который определен по формуле (7).
Ниже в качестве примера приводятся результаты одного
из опытов, проведенных при нулевом уклоне дна и с незначи-
тельным слоем воды до подхода волны. Поток с установив-
шимся режимом: глубина — 0,11 м, скорость течения —
0,78 м/сек, критический вес обломка — 1780 г. Поток с неуста-
новившимся режимом: глубина при прохождении гребня вол-
ны — 0,11 м; скорость перемещения переднего фронта волны—
1,90л//сек; критический вес обломка—4170 г.
Соотношение критических весов при одинаковой глубине и
уклоне дна в данном случае равно 2, 4.
Неустановившееся движение способствует выравниванию
рельефа дна лога. Крупные частицы аллювия сносятся вол-
нами паводков с отмелей в более глубокие места (плесы).
Поскольку в плесах перемещение крупных частиц аллювия
104
происходит в соответствии с закономерностями, установлен-
ными для равномерного режима, то основным уравнением,
определяющим разнос твердого материала на значительные
расстояния, является формула (7).
Проверка формулы (7) в натурных условиях была выпол-
нена на древнем Косаревском логу и в логах Кабулетского
района ГрузССР.
В табл. 19 приведены расчетные и фактические величины
весов частиц древнего аллювия Косаревского лога по участ-
кам, где продольный профиль имеет плавные без резких пере-
гибов очертания и где можно предполагать равномерное те-
чение. Площади водосбора определены по карте древнего
рельефа, а гидравлические элементы потока по формулам (3)
и (4). Фактические веса частиц аллювия являются средними
из трех наиболее крупных частиц, встреченных на данном
створе. Совпадение фактических и расчетных весов частиц
можно считать идеальным, если учесть приближенность эмпи-
рических зависимостей (3) и (7). Вместе с тем это совпадение
является доказательством того, что порядок величины стока
для периода, когда древние лога достигли максимального вре-
зания, установлен верно. Следует отметить, что уравнение (7)
можно использовать и для обратной задачи—определения
расхода воды по крупности аллювия, если известны также
ширина русла и уклон, так как произведение глубины на ско-
рость представляет собой удельный расход воды (Hv=q).
Наблюдения в Кабулетском районе производились в 1964—
1965 гг. Здесь были выбраны два лога, площади водосбора
которых составляли 0,2—0,3 км2, длина около 1000 м. ширина
не превышала 200 м, а глубина вреза—30 м. Продольные
профили логов вогнутые: уклон в верховьях около 0,07, а в
низовьях около 0,005. Крутизна склонов бортов 15—30°. Ко-
ренные породы представлены гранитом. Склоны покрыты
красно-бурым суглинистым делювием. Мощность ложкового
аллювия колеблется от нескольких сантиметров до 1,5 м. Мак-
симальный вес частиц аллювия в среднем течении 12 кг;
в устьевом конусе лога встречаются валуны весом 30—40 кг.
По тальвегам логов протекают постоянные ручьи, расходы
воды в которых в межень составляют всего несколько десят-
ков литров в секунду. Согласно приведенным выше расчетам
максимальный расход паводка 1%-ной обеспеченности может
достигать 1 м3,!сек, а максимальный вес частиц аллювия —
30 кг в устьевом створе и 15 кг в среднем течении. Фактиче-
ские размеры частиц оказались очень близкими к расчетным.
Чтобы проследить механизм перемещения частиц, по длине
логов были расположены несколько -десятков окрашенных
камней различного веса.
Наиболее крупный паводок в 1965 г. был 14/VIII. К сожа-
лению, максимальный расход на его пике был 0,45 м?1/сек,
105
т. е. вдвое меньше расчетного. Паводок наступил через 1 мин
после начала ливня, когда к водомерному посту в устьевой
части лога подошел водяной вал высотой 6 см. Мутность воды
резко увеличилась с 20 г'м3 до 3067 г/м3. Брошенный в ручей
камень весом 3 кг был .подхвачен течением, но пройдя 2 м
•остановился и затем снова перекатился на расстояние 1.5 м.
Вынос замаркированных камней отличался значительной
Таблица 20
Критические диаметры частиц аллювия, определенные
по формуле Г. И. Шамова и формуле (7)
Скорость течения, м/сек Глубина потока, и Критический диаметр частиц, мм
по формуле Г. И. Шамова по формуле (7)
0,5 0,05 1,6 31,1
0,5 0,10 1,2 41,8
0,5 0,15 1,1 52,5
1,0 0,05 12,6 41,8
1,0 0,10 10,0 62,6
1,0 0,15 8,7 80,8
1,5 0,05 42,5 52,5
1,5 0,10 33,7 80,8
1,5 0,15 29,4 100,5
хаотичностью. В одном из логов преимущественно вынесло
камни из верховья, в другом — из приустьевой части. На од-
ном из створов крупный камень .весом 14,25 кг сместился на
0,5 м, а рядом лежащий камень весом всего 1,5 кг остался на
месте. На другом створе камень весом 7,16 кг сместился на
0,85 м, а соседний камень весом 0,5 кг не изменил своего по-
ложения и был занесен песком. Таким образом, была получена
наглядная иллюстрация процесса рассеивания частиц по весу
и длине.
Выше упоминалось о том, что формулы, предложенные для
определения критических скоростей течения (vk), необходи-
мых для приведения частиц аллювия в движение в условиях
больших рек, сильно приуменьшают критические размеры
частиц, если их применять для условий логов. О порядке ве-
личины получающихся расхождений можно судить по данным
табл. 20, где приведены результаты расчетов по формуле (7)
и по формуле Г. И. Шамова. Последняя имеет следующий вид:
— (8), где D — диаметр частиц. При расчете при-
нято, что частицы имеют форму шара, диаметр которого опре-
делен как арифметическое среднее трех характерных попереч-
ников частицы (длины, ширины, высоты). Объемный вес при-
нят равным 2.6.
Особенно большое расхождение получено при малых зна-
чениях скорости течения, когда роль гидростатического напора
106
•становится относительно более заметной. При очень больших
скоростях течения и малых глубинах, когда число Фруда ста-
новится более 5, результаты расчетов по обеим формулам
близки, так как смещение частиц осуществляется в основном
скоростным напором, а роль гидростатического напора стано-
вится мало заметной.
Расчетные зависимости, которыми пользуются при безна-
порном гидротранспорте в горных выработках, наоборот, при-
водят к большим значениям критических весов, чем те, кото-
рые определены по формуле (7). Например, согласно
А. И. Куприну (1964), для транспорта обломков песчаника
размером 7 см при уклоне 0,05 необходим удельный расход
воды 70 м21час. Приняв объемный вес песчаника равным 2,2,
а форму частиц шарообразной, получаем критический вес,
равный 0,34 кг. Критический вес по формуле (7) равен
0,24 кг. Разница объясняется тем, что опыты Куприна прове-
дены в лотке с гладким (металлическим) дном, тогда как на
нашей установке дно лотка было шероховатым. Интересно,
что. по данным Куприна, оптимальные условия для транспор-
тировки обломков создаются, если их поперечник соразмерен
с глубиной потока (т. е. когда используется как скоростная,
таки потенциальная энергия потока).
Учитывая различное влияние гидростатического напора на
процесс эрозии и транспорта крупного материала в мелких и
глубоких потоках, можно попытаться объяснить одно интерес-
ное явление, которое нередко приходится наблюдать на боль-
ших равнинных реках. Оно заключается в том, что каменистый
материал, принесенный логами, не может транспортироваться
потоком главной реки, несмотря на большую скорость его те-
чения, превосходящую скорость паводкового потока в логах.
Этот материал, постепенно накапливаясь, образует отмель,
вдающуюся в русло реки, которая нередко является причиной
его изгиба. Отсутствие россыпей многих полезных минералов
в аллювии больших рек объясняют обычно тем, что их раз-
убоживает мощный водный поток. Однако результаты описан-
ных выше исследований позволяют поставить вопрос иначе;
тяжелые обломки минералов во многих речных системах не
могли «добраться» из высших звеньев гидрографической сети
в крупные реки, поскольку они еще раньше осели в средних
звеньях сети, где глубины стали значительно больше попереч-
ников частиц и условия для их транспорта стали иными.
Смещение крупных обломков и блоков пород
в результате аблювиального эффекта
Образовавшиеся в результате дезинтеграции кварцевых
жил обломки породы нередко имеют настолько большие раз-
меры и вес, что не могут транспортироваться потоками дож-
107
левых и талых вод, текущими по склонам. Обычно считают,
что такие обломки могут быть (Перенесены вниз по склону или
в результате обвалов, осыпей и оползней, или посредством
эскалации, производимой слоем медленно текущего грунта при
солифлюкции и крипе. Если же крутизна склона недостаточна
для осуществления гравитационных процессов, а состав грун-
та неблагоприятен для проявления реологических движений,
то, по мнению В. Пенка, разделяемом большинством авторов,
обломки пород будут сохранять свое положение на склоне,
пока процессы выветривания не превратят их в мелкую дрес-
ву и песок, т. е. в транспортабельный для склоновых потоков
материал.
Отсюда возникла концепция о «вертикальном проектиро-
вании» тяжелых и устойчивых против выветривания обломков
пород и минералов по мере эрозионного среза водоразделов
и склонов. Принято, что эти обломки, сохраняя свое положе-
ние в плане, постепенно оседают вертикально при денудации
субстрата. Особенно часто это положение применяется к объ-
яснению механизма обогащения россыпей тяжелыми мине-
ралами.
В районе юго-восточного Урала, где проводились наши
исследования, изучение разрезов на прилегающих к древним
логам склонах показало, что явления солифлюкции и крипа
не имели сколько-нибудь значительного распространения. Те-
чению почв препятствует их дресвянистый состав, а бесспор-
ными свидетелями «реологического покоя» являлись мелкие
кварцевые прожилки, которые не меняли своей пространст-
венной ориентировки от глубинных слоев разреза до дневной
поверхности. Несмотря на это, даже на очень отлогих скло-
нах встречались крупные куски жильного кварца довольно
далеко от коренных выходов. Характерно, что такие одиноч-
ные обломки встречались преимущественно на поверхности
почвы, не углубляясь значительно в ее толщу. Механизм пере-
мещения подобных обломков оставался для нас загадкой, по-
ка не был раскрыт экспериментом.
Опыты по исследованию механизма смещения крупных
обломков пород на эродируемых склонах выполнялись на
двух дождевальных установках. На одной из них. позволяю-
щей получать интенсивность осадков от 0,5 до 1,8 мм)мин,
дождевание осуществлялось насадками дефлекторного типа
одностороннего действия; на второй —насадками центробеж-
ного типа; интенсивность дождя можно было изменять в пре-
делах 0,25—1.0 mmImuh. На каждой установке имелась пло-
щадка с переменным уклоном. Металлическая поверхность
площадки для придания ей шероховатости (чтобы предупре-
дить сползание грунта) покрывалась слоем сцементированного
гравелистого песка. На поверхность площадки укладывался
подлежащий смыву слой грунта.
108
Опыты можно разделить на две серии. В опытах первой
серии исследовалось смещение обломков жильного кварца и
хрусталя на песчаных склонах. В опытах второй серии 'изме-
нялся состав грунта и материал обломков.
Первая серия включает 116 опытов. В качестве грунта слу-
жил промытый и просеянный речной песок крупностью 0,25шл.
Мощность слоя песка в различных опытах изменялась от 5 до
28 см, а интенсивность дождя — от 0,6 до 1,2 мм/мин. Крутизна
склона менялась от 2 до 19°. На поверхность песчаного слоя,
а также и на некоторую глубину в его толщу размещались
обломки жильного кварца и хрусталя различного веса и фор-
мы. Положение каждого обломка в плане фиксировалось на
различных этапах эксперимента при помощи координатника,
а для отдельных опытов — замедленной киносъемкой. Во вре-
мя дождевания на поверхности склона возникал мелкий (глу-
бина 1—4 льч) струйчатый поток, скорость которого была до-
статочна только для смыва частиц песка, так как она даже
при крутых уклонах обычно не превышала 0,25 м/сек. Смытый
песок в одной из дождевальных установок аккумулировался
непосредственно у подошвы склона, благодаря чему продоль-
ный профиль последнего получал вогнутую форму. На другой
установке песок непрерывно при помощи транспортера уда-
лялся от подошвы склона. В этом случае продольный про-
филь склона имел прямую или слабовыпуклую форму, кото-
рая сохранялась в течение всего опыта. Опыт заканчивался,
когда в местах наиболее интенсивного смыва начинала обна-
жаться твердая поверхность площадки.
Как показали результаты опытов, все обломки, независимо
от их размера и веса, а также интенсивности дождя, переме-
щались медленно незаметно для глаза вниз по склону по мере
смыва песчаной толщи. Динамическое воздействие струй по-
тока было явно недостаточным, чтобы вывести обломки из
состояния покоя. Сползание песчаного слоя не имело места,
так как те из обломков, которые были утоплены в грунт, на-
чинали приходить в движение только тогда, когда появлялись
на поверхности в результате смыва покрывавшего их песка.
Замедленная киносъемка (4 кадра в 1 сек) при помощи
центраферной кинокамеры позволила выявить некоторые лю-
бопытные детали процесса перемещения. Обломки сдвигались
как бы толчками; внезапно они начинали смещаться, прохо-
дили небольшой отрезок пути, а затем на некоторое время
полностью останавливались до следующего «толчка».
В процессе движения обломок может сохранять свою про-
странственную ориентировку, но чаще поворачивается как в
отношении горизонтальной, так и вертикальной осей. Траек-
тория движения обломка часто отклоняется в ту или другую
сторону от линии наибольшего ската склона на 10—15°.
В редких случаях наблюдалось временное перемещение об-
109
ломков вверх по склону. На суммарную длину горизонтальной
проекции пути, пройденного обломком, в основном оказывали
влияние мощность эрозионного среза и крутизна склона. Ме-
нее заметное воздействие на длину пути оказывала общая
форма склона.
Все отмеченные выше особенности показывают, что в усло-
виях опытов смещение крупных обломков происходило вслед-
ствие смыва грунта вокруг обломка. Защищенная обломком
часть склона постепенно становится выше окружающей по-
верхности, равновесие нарушается, возникает или микроопол-
зень или обломок просто скатывается в результате подмыва
с бугорка. Поскольку эффект смещения связан с обмывом
грунта вокруг обломка, его можно назвать аблювиальным
(от слова abluvio—обмываю). Крайним выражением аблю-
виального эффекта в природных условиях является образова-
ние грибовидных форм на склонах; «шляпками» грибов явля-
ются обломки скальных пород, а «ножками» — столбы грун-
та. слагающего склон, защищенные каменными шляпками от
смыва дождевыми потоками. Для образования отчетливо вы-
раженных грибовидных форм требуется, чтобы склон был
сложен связным грунтом, а климат достаточно сухим. Насы-
щенный водой и несвязный песчаный грунт в лабораторной
установке не мог служить материалом для устойчивых ножек
грибовидных форм; они деформировались в начальной стадии
образования и эта деформация являлась основной причиной
смещения крупных обломков, находящихся на поверхности
склона.
Обработка результатов первой серии экспериментов позво-
лила установить следующую зависимость, определяющую ве-
личину горизонтальной составляющей пути (L), пройденного
обломком в зависимости от мощности эрозионного среза (/z)
и угла крутизны склона (a), L=h>(9 sin ct+&)... (9). Величина
коэффициента k для вогнутых склонов равна 0,3, а для прямо-
линейных (слабовыпуклых) склонов—0,5.
Уравнение (9) действительно в диапазоне значений а от 3°
до 25°. При углах свыше 25° аблювиальный эффект затушевы-
вается гравитационными процессами. При крутизне склона
менее 3° более точные результаты даст следующая формула:
L— 14,5 h sin а (10).
Опыты второй серии носили чисто «разведочный» характер.
Они имели целью проследить качественные изменения аблю-
виального эффекта, происходящие в результате модификации
характера грунта и самих обломков.
Два опыта были выполнены с грунтом, состоящим из смеси
песка (80%) и глины (20%). Крутизна откоса равнялась 3°,
мощность слоя — 10 см. Примесь глины значительно снизила
интенсивность эрозии. Хотя продолжительность дождевания
была доведена до 27 час (в 5 раз больше, чем требовалось
но
для смыва песчаного слоя такой же мощности при одинаковой
крутизне 'склона), тем не менее мощность эрозионного среза
составила всего 4—5 см. Длина смещения обломков соответ-
ствовала величине, определенной по формуле (9), т. е. при
малой крутизне склона замена песка суглинком не сказалась
на характеристиках движения обломков. По-видимому, при
более крутых склонах закономерности процесса смещения мо-
гут быть иными вследствие реологических свойств суглинисто-
го грунта.
Четыре опыта было выполнено с грунтом, представляющим
собой смесь песка и поваренной соли или чистую поваренную
соль. Средняя крупность зерен соли составляла 0,5 мм. Боль-
шая часть соли (особенно при нулевом уклоне площадки)
удалялась с откоса в растворенном состоянии. Сплошная
осадка грунта в результате выщелачивания растворенных ве-
ществ, очевидно, не стимулирует процесса смещения облом-
ков, так как длина их перемещения убывала с увеличением
процента содержания соли в грунте. При нулевом уклоне на-
блюдалось вертикальное проектирование обломков в случае,
когда грунт был представлен чистой солью. Таким образом,
вертикальное проектирование может осуществляться на гори-
зонтальных участках земной поверхности, если они подверга-
ются воздействию химической эрозии и оседают в результате
выщелачивания растворимых веществ.
В последней группе опытов (всего 5) исследовалось сме-
щение предметов различного объемного веса и формы. Приме-
нялся свинец, битум с включениями свинца, кварц, канифоль,
каучук, пенопласт. Частицам была придана различная форма
(шар, куб, параллелепипед), их поверхности—-различная ше-
роховатость. Мощность песчаного слоя изменялась от 5 до
15 см, а крутизна склона от 3 до 11°. Объемный вес и шеро-
ховатость поверхности не оказали заметного влияния на дли-
ну пути частиц. Роль формы оказалась заметной. При прочих
равных условиях больший путь проходили частицы шарооб-
разной формы. Особенно отличались своим поведением мел-
кие предметы пластинчатой формы. Пластинки свинца толщи-
ной 1 мм и площадью 5—6 леи2 обгоняли все остальные пред-
меты и быстро концентрировались у подножия склона. Пере-
мещение таких пластинок, по-видимому, связано с эскалацион-
ным влиянием частиц песка; последние, перемещаясь водным
потоком по периферии пластинки, сдвигают ее как бы на ро-
ликах. Это явление представляет интерес для объяснения
механизма формирования делювиальных россыпей золота.
Для перемещения крупных обломков горных пород на зна-
чительные расстояния, в результате аблювиального эффекта
требуется длительное время. Тем не менее этот эффект пред-
ставляет не только теоретический, но и практический интерес.
Его нужно обязательно учитывать при поисках коренных
111
источников месторождений полезных ископаемых. Без учета
аблювиального эффекта нельзя точно определить границы
древних оледенений в горных странах, так как валунные по-
ля, оставленные ледником, постепенно смещаются по мере
эрозии склона. Так, на горных склонах Кавказа, средняя кру-
тизна которых 15—20°, при мощности эрозионного среза за
четвертичный период порядка нескольких сотен метров, круп-
ные валуны могли сместиться на несколько километров от
места их первоначального отложения.
Переработка древнего аллювия регрессивной
глубинной эрозией
Как было отмечено выше, на обследованной территории
низовья отдельных логов в связи с новейшими поднятиями
попали в зону распространения глубинной эрозии. Границу
распространения эрозии, прошедшей регрессивно из речных
долин в лога, можно установить по ряду признаков: перелому
продольного профиля (в сторону его большей крутизны), по-
явлению в зоне перелома террасы нового уровня, изменению
состава и характера залегания древнего аллювия. Палеогид-
рологические исследования, результаты которых были изло-
жены в предыдущих разделах, позволяют считать, что регрес-
сивная глубинная эрозия развивалась в то время, когда вод-
ность потоков, протекающих по логам, значительно уменьши-
лась. Благодаря этому «волной» регрессивной эрозии не был
вынесен полностью древний ложковый аллювий. Воздействие
«волны эрозии» свелось к тому, что местами произошло раз-
убоживание, а местами, наоборот, селективное обогащение
крупнообломочного материала аллювия. В общем все же
строение и общий характер аллювиальной толщи значительно
изменились.
Опыты с перемывом аллювиальной толщи волной регрес-
сивной эрозии имели целью получить общее наглядное пред-
ставление о ходе процесса без вывода расчетных зависимо-
стей. Для исследований был использован тот же самый лоток,
в котором проводились эксперименты с транспортировкой
обломков русловым потоком. Дно лотка покрывалось 15-сан-
тиметро.вым слоем песка размером 0,25 мм. В рабочей части
лотка разбито 16 створов через 0,25 м друг от друга. На каж-
дом створе располагалось по три обломка кварца, суммарный
вес которых на всех створах был один и тот же. Одна треть
обломков располагалась на дне лотка, другая — в середине
песчаного слоя, третья — на поверхности песка. Таким обра-
зом, первичное распределение крупнообломочного материала
внутри «аллювиальной толщи» было равномерным.
Подготовленная таким образом модель заполнялась осто-
рожно водой через приемный бассейн (чтобы предотвратить
112
р ру
/Гр
3
S 2
I ।______।______।_____—.-----1
11 i 2 3 1 5 L.m
3=0.0325 0=2 л/сек
— —t -------2 -----3 . — 4
Рис. 25. Распределение крупно-
обломочного материала в ал-
лювиальной толше, вызванное
прохождением «волны» регрес-
сивной эрозии. Течение направ-
лено справа налево.
1 — первичное содержание
крупных обломков в блоках
(Р); 2 — содержание обломков
после прохождения волны ре-
грессивной эрозии; 3 — первич-
ное содерж-ение крупных об-
ломков в единице объема ал-
лювиальной толщины (P/V);
4 — содержание обломков в
единице «породы после прохож-
дения волны регрессивной эро-
зии
флотацию и преждевременный размыв .песка). После того как
уровень воды достигал верхней части лотка, начиналась по-
дача воды с головной части модели. Опыт делился на два эта-
па. В течение первого этапа происходило формирование русла
при высоком положении базиса эрозии. Русло врезалось на
глубину всего 2—3 см, имело слабо выраженные излучины и
довольно многочисленные рукава. Второй этап опыта начи-
нался с резкого снижения базиса эрозии (уровня приемного
бассейна) на 15 см. Немедленно после этого в устьевой части
«реки» возникали «волны» ре-
грессивной эрозии, перемеща-
ющиеся против течения с обра-
зованием уступов продольного
профиля. Скорость распростра-
нения волн достигала 2 —-
3 см/сек. Наиболее высокой и
быстродвигающейся была пер-
вая волна. Затем следовала се-
рия мелких волн, число которых
в отдельных случаях достигало
9. Все волны начинались в усть-
евой части и перемещались
против течения. При этом вы-
сота их и скорость движения
постепенно убывали. Опыт счи-
тался законченным, когда пер-
вая волна достигала верхней
части модели. При фиксации
результатов опыта «аллюви-
альная толща» по длине ра-
бочей части лотка была поде-
лена на 8 блоков. В пределах
каждого из них определялся
объем песчаной массы, сум-
марный вес и положение об-
ломков.
Всего было проведено 8 опытов. Уклоны дна лотка изме- i
нялись от 0,025 до 0,042; расходы воды — от 2 до 3 л/сек.
Скорость течения при максимальных значениях уклона не
превосходила 0,9 м!сек, и поток в основном переносил только
песчаный материал. Однако результаты опытов показали, что
первоначальное расположение обломков было в той или иной
мере нарушено. Поскольку отдельные обломки передвинулись
против течения, то смещение обломков происходило, очевид-
но, не только под влиянием динамического воздействия пото-
ка, но и аблювиального эффекта.
По графикам, приведенным на рнс. 25, можно проследить
изменения, вызванные регрессивной эрозией, в распределении
8 Зач. юз
113
крупнообломочного материала. Основные особенности этих
изменений следующие:
а) абсолютное содержание крупнообломочного материала
несколько уменьшилось, так как часть обломков вынесена за
пределы модели;
б) концентрация крупнообломочного материала значитель-
но возросла в результате 'преимущественного выноса песчаных
частиц;
в) равномерность распределения крупнообломочного мате-
риала нарушилась, образовались локальные максимумы —
«гнезда» крупных обломков;
г) особенно значительные максимумы 'концентрации обра-
зовались в приустьевых зонах, тде осело много обломков, вы-
несенных с вышележащих частей модели.
Таким образом, при перемыве древнего аллювия потоком
врезающейся реки протекает одновременно два процесса: уве-
личение концентрации крупнообломочного материала за счет
селективной эрозии и убыль общего содержания крупных час-
тиц аллювия в результате выноса их течением и «расползания»
по длине реки под воздействием аблювиального эффекта.
Взаимодействие этих двух процессов может привести или к
обогащению аллювиальной россыпи или, наоборот, к ее раз-
убоживанию. Среди условий, определяющих тот или иной ре-
зультат процесса, большое значение имеют глубина врезания
и соотношение расходов потоков, образовавших россыпи и их
перемывающих. Чем больше глубина врезания и относитель-
ная мощность потока, перемывающего россыпь, тем больше
вероятность ее разубоживания.
Для практики поисково-разведочных работ представляют
также интерес еще два явления, обнаруженные опытами: об-
разование отдельных «гнезд» крупнообломочного материала и
образование его скоплений в устьевой зоне.
Первое связано с формами руслового рельефа — переката-
ми, излучинами, теснинами, где создаются локальные условия
для скопления крупных обломков и их сортировки потоком.
Все это связано с особенностями русловых процессов, учет
которых при детальных разведках месторождений совершенно
необходим.
Что же касается устьевой зоны потока, то возможность
образования здесь богатой россыпи зависит от процессов, раз-
вивающихся в береговой зоне водоема, в который впадает
данный поток. Во всяком случае зоны расположения конусов
выноса нельзя обходить вниманием при поисках россыпей.
Генетические зоны аллювия и прогноз коренного
источника россыпи
Применение уравнения (7) позволило по длине двух древ-
них логов выделить четыре генетические зоны аллювия.
114
I зона — привнося крупнообломочного материала с между-
речного пространства в лог. Здесь фактические веса наиболее
крупных частиц были значительно больше расчетных; преоб-
ладали неокатанные обломки, а распределение частиц различ-
ной крупности по длине лога отличалось крайней неравномер-
ностью.
II зона—транзита. Окатанность частиц вниз по течению
постепенно возрастает Фактические веса частиц близки к
расчетным, их значения по длине лога почти постоянные,
испытывают лишь местные изменения, тесно связанные с из-
менениями гидравлических характеристик потока.
III зона — преимущественной аккумуляции. Фактические
и расчетные веса частиц постепенно убывают вниз по течению.
Окатанность частиц относительно хорошая.
IV зона — глубинного размыва, вызванного регрессивной
эрозией, распространившейся из речной долины, в которую
впадает лог. Расчетные веса частиц аллювия больше факти-
ческих. Распределение крупных обломков по длине лога очень
неравномерное (гнездовое). Окатанность аллювия относитель-
но хорошая.
Основным материалом для выделения указанных выше
зон по длине лога являлись данные, взятые из журналов опро-
бования шурфов, а также данные гидравлических расчетов,
выполненных для створов, где линии шурфов пересекали
тальвег лога. Для каждой линии определялась окатанность
обломков, средние и максимальные их веса, средняя мощность
древнего аллювия и удельная продуктивность россыпи (вес
обломков хрусталя, отнесенный к объему аллювиальной тол-
щи). Затем при помощи изложенной выше методики устанав-
ливались значения глубины потока, скорости течения (для
расхода воды 1%-ной обеспеченности) и критические веса
обломков.
Выделение генетических зон аллювия производилось с уче-
том формы продольного профиля и степени окатанности об-
ломков путем сравнения расчетных критических и фактиче-
ских максимальных весов обломков. Образец графиков, кото-
рые составлялись для проведения подобных анализов, приве-
ден на рис. 26. Несколько пиков максимальных весов облом-
ков позволяют предполагать, что имеется не один коренной
источник россыпи. Это было затем подтверждено последую-
щим анализом.
После того как были установлены участки, где имел место
делювиальный привнес в русло логов, производилось опреде-
ление вероятных расстояний, которые могли пройти обломки
кварца от коренных источников под влиянием аблювиально-
го эффекта. Для определения мощности эрозионного среза бы-
ло использовано три метода.
8’
115
I метод основан на определении мощности коры выветри-
вания, за счет размыва которой образовалась продуктивная
толща россыпи (древний аллювий). Максимальная мощность
коры выветривания (там, где она по условиям рельефа не
была затронута денудацией) достигает 80 м.
II метод основан на определении относительной высоты
террасы, которая датируется палеогеном и была базисом де-
нудации территории. Высота этой террасы здесь около 80 м.
линии luyptpcf
Рис. 26. Распределение по длине лога обломков различного 'веса
и степени окатаннэсти: I — продольный профиль по тальвегу ло-
га; II — средняя окатанпость обломков по трехбалльной шкале;
III — максимальный вес обломков в г, средний по линиям шур-
фов, пересекающим лог
III метод базируется на подсчете модуля твердого стока
в районах логов-аналогов (в Аджарии). В среднем он состав-
ляет 75 т с 1 км2 в год. Если принять объемный вес корен-
ных пород в естественном залегании, равным 2,5, то слой
смыва за время в миллион лет составит 30 м. К сожалению,
продолжительность влажного времени в олигоцене и низах
миоцена, когда шло формирование древних логов, установить
трудно. Можно лишь говорить о том, что для эрозионного
среза порядка 80 м не требовалось особенно интенсивной
эрозии, выходящей за пределы той. которая наблюдается в
настоящее время в аналогичных условиях. Исходя из этих со-
ображений, величина эрозионного среза была принята равной
80 м.
Определение расстояний выполнялось по формуле (9), где
116
величина k была принята равной 0,5. Для облегчения расче-
тов составлена номограмма (рис. 27). которой можно пользо-
ваться, если крутизна склона превышает 3°.
Р.ис. 27. Номограмма для определения расстояний, на которые
перемещаются обломки в результате аблювиального процесса:
L — расстояние; h — мощность эрозионного среза; а—крутизна
склона в градусах
Аблювиальный эффект оказал влияние не только на сме-
щение обломков, находящихся на склоне. В русле лога по
мере его врезания тоже действовал аблювиальный эффект.
117
вследствие чего наиболее крупные обломки, которые не мог
переносить водный поток, все же смещались вниз по течению.
Средняя величина смещения крупных обломков по длине ло-
га, определенная по формуле (10), оказалась равной 65 м, что
было учтено при последующих расчетах, целью которых было
установить ширину зоны привнося в лог крупнообломочного
материала.
Для каждого участка,
привнос .крупнообломочного
О 21 О 46 О 71 0Ъ86~1~ о 740 0 47 О 20 Р
где был обнаружен делювиальный
материала, был построен попе-
речный профиль (рис. 28).
Каждый профиль был разделен
на несколько расчетных бло-
ков. Дифференцированный рас-
чет по отдельным блокам
позволял построить траектории
обломков, которые в резуль-
тате воздействия аблювиаль-
ного эффекта могли попасть в
* русло лога. Линии, огибающие
Рис. 28. Поперечный профиль ло-
га, разделенный на расчетные бло-
ки, Заштрихованы участки блоков,
из которых обломки могли посту-
пать ‘В тальвег лога в результате
аблювиального эффекта: р —’Отно-
сительная вероятность поступле-
ния обломков в лог с различных
участков водосбора;
1 — граница водосбора; 2 — совре-
менная поверхность; 3 — средний
уровень поверхности древнего .пе-
неплена; 4 — смытая толща, из
которой обломки поступали в
тальвег лога; 5 — смытая толща,
из которой обломки в лог не по-
эти траектории, очерчивали ко-
нус, из которого крупный ка-
менный материал должен был
поступать в лог. Проекции
этих конусов на горизонталь-
ную поверхность в большинстве
случаев перекрыли линии во-
доразделов, т. е. крупнообло-
мочный материал мог посту-
пать в лога со всей площади
водосбора. Из рисунка видно,
что часть материала из уда-
ленной эрозией толщи осталась
на поверхности водосбора.
Только из блока, располага-
ющегося непосредственно над
ступали тальвегом, весь крупный мате-
риал должен был поступить в
лог. Если принять вероятность поступления материала из
этого блока равной единице, то для остальных блоков услов-
ная вероятность поступления материала в лог определится
отношением части высоты блока, попавшей в пределы конуса,
к высоте блока, расположенного над тальвегом. Так, по про-
филю, показанному на рис. 28, можно установить, что отно-
сительная вероятность поступления крупных обломков с водо-
разделов составляет 0,20—0,21.
Кроме длины пути, который могли пройти обломки, опре-
делялось также и направление, по которому они, возможно,
следовали. Траектории движения обломков располагались
118
нормально к изогипсам древнего рельефа с учетом возможно-
сти отклонения их на 15° в ту или иную сторону. Таким обра-
зом, были получены «секторы вероятности», наложение кото-
рых на геологическую карту позволило наметить возможные
положения коренных источников россыпи. Особое внимание
при этом уделялось тем участкам, где происходило пересече-
ние секторов вероятности, построенных на основании данных
анализа, проведенного для двух соседних логов, так как в
этом случае прогноз положения коренного источника стано-
вился более определенным.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Проведенные исследования позволили внести ясность в не-
которые вопросы, имеющие непосредственное отношение к ме-
ханизму формирования аллювиальных и делювиальных рос-
сыпей.
Во-первых, они показали, что в малых русловых потоках
с небольшими расходами воды могут переноситься на значи-
тельные расстояния довольно крупные (весом до нескольких
десятков килограмм) обломки горных пород. Благодаря этому
нижние (считая ио течению) границы россыпей горного хру-
сталя могут находиться в значительном удалении от коренно-
го источника.
Во-вторых, эксперименты позволили раскрыть механизм
процесса, который собрал к тальвегам логов крупные обломки
пород с прилегающих довольно пологих склонов без участия
оползней, оплавин, солифлюкции и крипа. Оказалось, что вер-
тикальное проектирование тяжелых частиц в процессе эрози-
онного среза невозможно и что они по мере смыва окружаю-
щего их грунта всегда смещаются на некоторое расстояние
по горизонтали. Только в тех случаях, когда поверхность сни-
жается в результате выщелачивания, обломки могут оседать
вертикально.
Установленные в результате опытов количественные зави-
' симости позволили применить методы инженерной гидрологии
и гидравлики для анализа условий формирования россыпных
месторождений горного хрусталя на восточном склоне Южно-
го Урала.
Необходимо отметить, что проведенными исследованиями
решены, с какой-то степенью приближения, лишь частные за-
дачи, относящиеся к специфическому минеральному сырью и
к довольно узкому диапазону природных условий. Проблема
формирования россыпных месторождений весьма многогран-
на и дает большие возможности для дальнейших эксперимен-
тальных работ.
119
ЛИТЕРАТУРА
Ананьев Г. С. и др. Палеогеографические условия развития древней
эрозионной сети Урало-Тобольского междуречья. «Вести. Моск, ун-та»,
сер. геогр., 1964. № 6.
Борисевич Д. В. Поверхности выравнивания среднего и южного
Урала и условия их формирования. «Вопр. геогр.», сб. 36. М._ 1954
Б о р и с е в и ч Д. В. Основные проблемы геоморфологии Урала в свя-
зи с поисками россыпных месторождений полезных ископаемых. И., Изд-во
АН СССР, 1960.
Б у р л а й И. Ф. О начальной скорости донного влечения. «Метеороло-
гия и гидрология», 1946, № 6.
Владимиров Л. А. Средний годовой сток рек Грузии. Тбилиси.
1962.
3 а к л к н с к а я Е. Д. Принципы палеофлористического обоснования
расчленения кайнозойских отложений Казахстана и прилегающих частей
Западно-Сибирской низменности. «Изв. АН СССР», сер. геол., 1958, № 10
Куприн А. И. Безнапорный гидротранспорт. М., «Недра», 1964.
Мурванидзе В. А. Максимальный дождевой сток Западной Грузии.
«Тр. Тбил. НИГМИ», 1961, вып. 10.
Маккавеев Н. И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М., Изд-во
АН СССР, 1955.
Маккавеев Н. И., Хмелева Н. В, 3 а и т о в И. Р.. Лебеде-
ва Н. В. Экспериментальная геоморфология, вып. 1. Изд-во МГУ. 1959.
Разумова В. Н. Бейделпитовая вврхнем.ионенсвая кора выветрива-
ния (Южный Урал). «Тр. ГИН АН СССР», 1963, вып. 77.
Разумова В. Н. Четвертичный элювий батумского побережья Кав-
каза. Сб. «Генезис и литология континентальных антропогенных отложе-
ний». М„ «Наука» 1965.
РОСТ ПЛАТФОРМЕННЫХ СТРУКТУР В УСЛОВИЯХ
МОРСКОГО МЕЛКОВОДЬЯ
Глава I
ЗАДАЧА И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ
Основная цель работы
Настоящее экспериментальное исследование имело задачу
выяснить основные 'особенности роста Ухтинской нефтеносной
и Седьельской газоносной структур Тимано-Печорской текто-
нической провинции. Работы выполнялись на средства Ухтин-
ского территориального геологического управления в тесном
сотрудничестве с Центральной научно-исследовательской ла-
бораторией этого управления.
Обе упомянутые структуры формировались в мелководных
бассейнах, вследствие чего каждый составляющий их слой
осадочных пород .в процессе своего образования подвергался
воздействию волн и течений. Влияние экзогенных факторов
сказалось на местных изменениях мощности пластов, а отсю-
да и на общей форме структур, в большей степени, чем меха-
нические усилия, возникающие при тектонических подвижках.
Воспроизведение роста структур цри синхронном воздействии
на них эндогенных и экзогенных факторов представляет со-
бой задачу, далеко еще не решенную как в отношении прин-
ципов моделирования, так *и техники эксперимента. Тем не
менее проведенные исследования позволили обосновать прин-
ципиальные схемы развития структур, близко соответствую-
щие конкретному материалу наблюдений в натуре и сильно
отличающиеся от ранее предложенных схем, разработанных
на основе обычных методов структурного анализа.
На поднимающиеся структуры воздействовали следующие
факторы.
I — эндогенные факторы. К ним отнесены: различная фор-
ма и консистенция ядра структуры, относительная скорость
тектонических движений (по сравнению со скоростью роста
мощности пластов пород в результате осадконакопления), со-
отношение сроков начала и конца тектонических подвижек и
осадконакопления, знак тектонических движений (поднятие,
опускание) и их унаследованность.
II — реологические факторы: физические свойства породы,
способствующие перемещению вещества в пластах по оконча-
нии тектонических движений.
121
Ill — экзогенные факторы: разная интенсивность седимен-
тации, ветровое волнение, трансгрессивные и регрессивные
изменения уровня 'бассейна, волны перемещения (приливы и
отливы и т. п.), вдольбереговые.потоки наносов.
Степень детальности, с которой могли быть исследованы
перечисленные факторы, была различной, но, во всяком слу-
чае, проведенные опыты позволили приближенно установить
ряд тенденций в процессе формирования структур, связанных
с разнообразными сочетаниями взаимодействующих причин.
Методика и техника эксперимента
Вопросы, относящиеся к истории развития эксперименталь-
ных исследований и принципов моделирования тектонических
процессов, были освещены ;в первом выпуске трудов лабора-
тории (Маккавеев, Хмелева и др., 1961) и здесь не рассматри-
ваются, за исключением вопроса о масштабе времени, кото-
рый будет затронут в III главе при анализе зависимостей
форм тектонических структур от скорости их поднятия.
В ходе экспериментов условия опытов постепенно услож-
нялись. В связи с этим можно выделить три главных раздела
исследований: 1 — опыты ,в спокойном 'бассейне, где с эндо-
генными процессами взаимодействовал только один экзоген-
ный— седиментация; 2 — на растущие структуры воздейство-
вали ветровые волны и волны перемещения при стабильном
уровне бассейна; 3 — развитие структур происходило при че-
редующихся трансгрессиях и регрессиях бассейна.
В качестве ядра растущей тектонической структуры при-
менялись резиновые баллоны, наполняемые водой (ядро-воз-
будитель). Для первых опытов было изготовлено следующее
устройство: на металлической платформе размером 40X40 см
закреплялось металлическое кольцо диаметром 30 см, прижи-
мающее к платформе лист вакуумной резины. С обратной
стороны платформы существовало отверстие, к которому под- ’
водился шланг для нагнетания воды. Нагнетание жидкости в
ядро-возбудитель тектонических деформаций производилось
гидростатическим напором из мерного резервуара, находивше-
гося на высоте 3 м. Система особых кранов позволяла точно
дозировать расход поступающей жидкости, благодаря чему
скорость поднятия вершины свода структуры могла быть
установлена от 1 см в минуту до 1 см в сутки. О скорости
поднятия можно было судить по уровню воды в стеклянной
трубке, отходящей от резервуара и снабженной шкалой. Для
большей точности отсчета трубке было придано наклонное
положение. Шкала водомерной трубки разбивалась в резуль-
тате предварительной тарировки всего устройства. В дальней-
ших опытах применялись ядра-возбудители несколько других
122
размеров и другой формы в плане, в зависимости от конфигу-
рации моделируемой структуры и принятого масштаба.
Для опытов, в которых воспроизводились чередующиеся
поднятия и .прогибы, была изготовлена модель, вмонтирован-
ная в круглый ящик из плексигласа, поперечником 50 см и
высотой 10 см. Верхнюю крышку ящика заменял слой вакуум-
ной резины, в дне находилось небольшое отверстие для по-
ступления воды. Перед опытом ящик заполнялся водой до
горизонтального положения слоя вакуумной резины. Благода-
ря атмосферному давлению, вытесняющему воду из баллона,
поверхность ядра-возбудителя можно было опускать до опре-
деленного уровня. Наряду с этим постепенным нагнетанием
воды в ящике пласты из прогнутого положения могли быть
переведены в горизонтальное, а затем, увеличивая напор во-
ды, свод структуры можно было поднимать на некоторую вы-
соту.
Одна из серий экспериментов была посвящена исследова-
нию влияния разломо1в и дифференцированных движений же-
сткого ядра структуры на строение облекающей толщи осад-
ков. Для этого на поверхность резинового ядра накладыва-
лось несколько колец из алебастра, вложенных друг в друга.
Пазы между кольцами заполнялись солидолом для лучшего
скольжения при поднятии или опускании структуры. Перифе-
рийное кольцо плотно укреплялось на платформе, а внутрен-
ние свободно перемещались в процессе поднятия резинового
купола. Кольца были сконструированы с таким расчетом, что-
бы при росте структуры между ними создавались равные
превышения.
Большинство опытов проведено в бассейне, размеры кото-
рого в плане составляли 2,4 X 1,5 м, а глубина 0,35 м. Угол
наклона дна бассейна можно было изменять от 0 до 20°. От-
дельные опыты выполнялись в бассейне площадью 2X6 м и
глубиной 0,6 м.
Для воспроизведения седиментации наносов в бассейне был
сконструирован особый транспортер — дозатор, позволяющий
в широком диапазоне регулировать интенсивность поступле-
ния песчаных частиц. Устройство этого приспособления в об-
щих чертах сводится к следующему: над лентой транспортера,
во всю ее ширину, укреплялось полотно ножа, разравниваю-
щего поступающий на ленту песок. Изменением высоты ножа
над лентой транспортера регулировалась толщина слоя пода-
ваемых наносов. Сама лента, кроме перемещения по роликам,
могла также перемещаться и по ширине бассейна. Транспор-
тер приводился в действие электромотором. С помощью транс-
портера дно бассейна можно было выстилать равномерным
слоем наносов заданной мощности в заданный промежуток
времени.
Для 'воспроизведения ветрового волнения в малом лотке
123
был сконструирован и изготовлен микроволнопродуктор, по-
зволяющий возбуждать волновые движения только в поверх-
ностном слое воды. Системы волнопродукторов, применяю-
щиеся в гидротехнических лабораториях, возбуждают волне-
ние по всей глубине бассейна и поэтому не могли быть нами
использованы, так как при формировании структур в морских
условиях, несомненно, имели место случаи, когда в зону вол-
нового воздействия попадали только вершины антиклиналей,
а крылья в той или иной их части находились в спокойной
воде.
Сконструированный волнопродуктор возбуждал волнение,
захватывающее всего несколько сантиметров поверхностного
слоя воды. Миниатюрное ныряло волнопродуктора приводится
в движение мотором постоянного тока с редуктором. Конст-
рукция волнопродуктора позволяла в широком диапазоне
изменять период, длину и высоту волн. Большая часть опытов
проведена при следующих параметрах волны: длина 20 см,
высота 1,5 см, период 0,8 сек. Волнопродуктор можно было
закреплять в различных местах бассейна, изменяя таким
образом направление луча волны. Для образования приливно-
отливных волн перемещения, действие которых распростра-
няется на всю глубину бассейна, применялось большое ныря-
ло, приводившееся в движение системой блоков. При погру-
жении оно вытесняло значительный объем воды, образуя
волну прилива. При поднятии ныряла развивалась отливная
волна.
При формовке модели смонтированное на металлической
пластинке резиновое ядро-возбудитель тектонических движе-
ний располагалось на дне бассейна. Предварительно к нижне-
му отверстию в платформе присоединялся шланг, через кото-
рый в ядро должна нагнетаться вода. Вслед за этим дно бас-
сейна (включая и поверхность структуры) покрывалось так
называемым «базальным» слоем песка, поверхность которого
на 2—3 см была выше поверхности погребенного ядра. Затем,
в зависимости от задач опыта, производилось или формиро-
вание нескольких слоев осадков на горизонтальной поверхно-
сти с последующим поднятием структуры, или воспроизводи-
лась седиментация одновременно с ростом структуры. Каждый
слой отделялся один от другого 'маркирующими горизонтами,
в качестве которых использовался крашеный песок того же
состава, что и на модели. После проведения эксперимента
бассейн осушался и производились сначала промеры рельефа
поверхности при помощи светопрофилографа, а затем разрезы
осадочной толщи.
Светопрофилограф представляет собой камеру с длинной
узкой щелью в днище. В камере находится лампочка накали-
вания, светящаяся нить которой параллельна щели. Камера
последовательно устанавливалась на различные створы коор-
124
динатника. Линия пересечения «световой плоскости», выходя-
щей из камеры, с поверхностью модели фотографировалась.
Оптическая ось фотоаппарата устанавливалась перпендику-
лярно световой плоскости профилографа. Системы полученных
профилей (рис. 29) позволяли фиксировать рельеф модели с
точностью 2 мм. Разрезы выполнялись через несколько часов
Рис. 29. Образны записей светопрофилографа
Рис. 30. Разрез поднимающейся антиклинали
после осушения бассейна, когда гравитационная влага удаля-
лась из пор песка. Срезы песчаной толщи производились вер-
тикально через каждые 2—4 см. Полученные обнажения фо-
тографировались (рис. ЗСГ), и таким образом фиксировалось
строение слоев целой серией сплошных разрезов. Измерения
мощности слоев производились по трем разрезам (один, про-
ходящий по вершине купола, и два соседних с ним) в
10 пунктах, равноудаленных друг от Друга, а затем вычисля-
лась средняя арифметическая величина из трех замеров, ха-
рактеризующая мощность на каждом пункте. Результаты за-
меров' 'позволили составлять эмпирические уравнения, харак-
теризующие строение структуры.
125
Возможность определения характера роста
структур посредством анализа мощностей
Характеру изменения мощности слоев по длине крыльев
структур обычно уделяется .большое внимание, так как при-
нято считать, что мощность является руководящим призна-
ком, по которому можно судить о механизме роста структур.
Например, если во всех слоях, составляющих положительную
структуру, наблюдается постепенное уменьшение мощности от
подошвы вверх по направлению к своду, то предполагается,
что такая структура с момента своего зарождения имела
антиклинальный характер и развивалась унаследованно. Если
же в нижних слоях разреза ход изменения мощности обрат-
ный (мощность слоев на крыльях структуры увеличивается от
подошвы в сторону свода), то такую структуру называют
обращенной, считая, что вначале на этом месте развивалась
синклиналь, а затем знак вертикальных подвижек ядра изме-
нился, и структура преобразовалась в антиклиналь.
В качестве основного критерия в подобном анализе приня-
то положение В. В. Белоусова (1954), согласно которому
мощность фиксированных в разрезе осадков приблизительно
соответствует величине опускания земной коры. Если следо-
вать буквально этому положению, то можно предполагать, что
градиент увеличения мощности пласта находится в прямой
зависимости от величины отрицательного прогиба земной по-
верхности. Следует согласиться с тем, что вероятность акку-
муляции рыхлых отложений в местах опускания земной коры
большая, чем в областях поднятия. Если в пределах доста-
точно обширного региона произвести подсчет объема рыхлых
отложений в областях поднятия и опускания, то в последних
объем отложений на единицу площади территории обычно
более значительный. Тем не менее использовать принцип со-
размерности мощности отложений и величины прогиба для
анализа локальных структур, выросших в зоне шельфа, дале-
ко не всегда возможно.
Согласно той характеристике шельфовых осадков, которую
дают М. В. Кленова (1948), Ф. Шипард (1951) и О. К. Ле-
онтьев (1963), покровные породы в данной зоне морского дна
отличаются большой пестротой, причем закономерности рас-
пределения слоев осадков по мощности и их гранулометри-
ческому составу пока еще трудно поддаются определению.
Большое влияние на распределение осадков оказывают ха-
рактер существующего рельефа, пути перемещения наносов
и особенности переносящих их агентов. Поэтому следует со-
гласиться с А. Л. Яншиным и Р. Г. Гарецким (I960) в том,
что к тектоническому анализу по методу мощностей нужно
относиться с большей осторожностью.
В среднем при удалении от берега интенсивность осадко-
126
накопления убывает. Например, Н. Н. Куликов (1961) отме-
чает, что в Карском море скорость накопления осадков в зо-
не, ограниченной 50-метровой изобатой, равна 4 см в 1000 лет,
в пределах Обь-Енисейского мелководья—30—100 см\ на
мелководных равнинах она составляет 10—30 см и на более
глубоководных участках — от 3 до 10 см в 1000 лет (здесь
исключается собственно береговая зона). В Черном море близ
берега происходит накопление слоя 40 см за 1000 лет, а в
удаленных участках — 2—4 см (Архангельский и Страхов,
1938). В глубоководных частях Белого моря за послеледнико-
вое время накопилось 10—12 см илистых осадков, в прибреж-
ной части накопилось 30—40 см, у берегов — 100 см, а против
устьев рек, до 150—160 см и более (Авилов, 1951).
Таким образом, в общем случае интенсивность осадкона-
копления в периферических частях обширного прогиба обыч-
но больше, чем в его центральной части, что противоречит
схеме В. В. Белоусова. Следует, впрочем, заметить, что при
крутых уклонах дна значительные объемы материала могут
быть доставлены к центральным частям прогибов гравитаци-
онными процессами. По А. Д. Архангельскому (1938), для
оползания по, дну глин и алевритов на Черном море достато-
чен уклон 1—2°. Однако большинство геологов и грунтоведов
считают, что оползание при подобном уклоне связано исклю-
чительно с моретрясениями или другими внешними причина-
ми. Наиболее вероятным критическим значением для начала
оползания глин и алевритов считается 10—15°, хотя Л. Н. Бот-
винкина (1962) по экспериментальным данным определяет
угол оползания, равный 27—30°. В платформенных структурах
углы падения их крыльев имеют величину от нескольких ми-
нут до 2—3°. При подобных углах перемещение осадков со
склонов в центр впадины может возникнуть только в случае
их илистого состава и существования внешних причин, стиму-
лирующих течение материала вниз по склону.
Увеличение мощностей в отрицательных формах рельефа
в зоне шельфа, как отмечают некоторые авторы, происходит
при условии сравнительно небольших размеров депрессий в
плане, если в них усиленно поступают наносы. С. М. Зверев,
В. М. Ковылин и Г. Б. Удинцев (1961) отмечают наличие в
отдельных случаях больших мощностей осадков в тектониче-
ских прогибах на шельфе, указывая, однако, при этом, что
число известных прогибов такого типа сравнительно ограни-
чено. Примеры таких прогибов известны для Охотского и
Карского морей и для района Флориды. Вместе с тем извест-
но не меньшее число примеров существования понижений
рельефа на шельфе, характеризующихся малыми мощностями
осадков. Таковы обычно депрессии с пологими склонами.
Большое влияние на распределение осадков в шельфовой зоне
оказывают волнение, приливно-отливные движения воды и
127
вдольбереговые течения. С действием волнения связано попе-
речное (к линии берега) и вдольбереговое перемещение на-
носов. Хотя максимальная глубина абразионного воздействия
ветровых волн на дно не превышает 70—150 м, эти глубины
для шельфовой зоны являются господствующими, и при ана-
лизе выросших здесь структур .всегда нужно учитывать воз-
можность влияния на них ветрового волнения. Абразия и ак-
кумуляция, связанная с работой волнения, могут значительно
изменить локальную мощность пластов на крыльях структуры
и относительную мощность осадков на ее своде.
В отдельных случаях не меньшее влияние на формирова-
ние осадочной толщи могут оказывать приливно-отливные те-
чения, действие которых может распространяться на значи-
тельную глубину. Например, в заливе Бохан, по данным
В. П. Зенкевича (1962), при уклонах дна не более 0,0005 ско-
рости приливного течения в придонном слое достигают
54 см/сек, а отливного 35 см!сек. В Ла-Манше на глубине
100 м приливное течение перекатывает крупную гальку; сле-
довательно, его скорости примерно равны 1 м!сек. Приливно-
отливные течения способствуют перемещению обломочного
материала на глубине и заполнению впадин подводного рель-
ефа. Однако и они не являются универсальным фактором
распределения мощностей в соответствии со структурным пла-
ном, так как в эпиконтинентальных морях приливные течения
обычно имеют ничтожную скорость.
Колебания уровня бассейна и изменения отметок дна, вы-
званные тектоническими причинами, обусловливают ряд
специфических особенностей! в формировании осадочных толщ.
Большое значение имеет соотношение интенсивности осадко-
накопления и тектонических движений. Во многих случаях
процесс компенсации прогиба накоплением осадков отстает от
темпов тектонических движений и аккумуляция ограничивает-
ся только краевыми областями прогибов.
А. Л. Яншин и Р. Г. Гарецкий (1960) пишут, что «вряд ли
можно привести хотя бы один пример идеально полной и дол-
говременной компенсации в пределах бассейна... могут быть
только ничтожно малые в геологическом летоисчислении от-
дельные моменты полной компенсации или полного выравни-
вания осадками тектонического рельефа». Понятие компенса-
ции прогибания осадконакоплением является довольно услов-
ным. В настоящее время можно видеть большее количество
некомпенсированных прогибов и труднее найти на карте ком-
пенсированные прогибы. К первым, в частности, относится
большинство морей и крупных озер. Следовательно, при по-
следующей инверсии отрицательной тектонической структуры,
в счучае ее значительного размера, не всегда можно ожидать
увеличения мощностей осадков в области свода вновь создан-
ной положительной структуры, так как первичные мощности
128
осадков, отложившихся в серединной части прогиба, могут
быть меньше мощностей осадков по периферии! прогиба.
Только для структур малого размера, особенно характеризу-
ющихся значительной крутизной крыльев, можно считать
закономерным повышение мощности слоев к оси синклинали.
При изменениях уровня бассейна или отметок поверхности
дна в сферу волновой переработки осадков попадают различ-
ные элементы донного рельефа. Д. В. Наливкиным (1958)
разработана схема, которая показывает механизм образова-
ния островов, появляющихся в результате тектонических дви-
жений. Согласно представлению автора при образовании бан-
ки, а затем острова, вследствие поднятия антиклинали на
морском дне, на своде структуры сохраняются илистые осад-
ки. Затем по мере уменьшения глубины над вершиной банки,
вследствие усиления влияния донных течений и деятельности
волнения, состав осадков грубеет, что приводит к появлению
песчаных, а потом и галечно-валунных отложений. Вершина
антиклинали при этом несколько срезается волнением, и струк-
тура получает сундучную форму.
Процесс формирования острова представлен Д. В. Налив-
киным без учета конкретных особенностей абразии и осадко-
накопления.
В первую очередь нужно отметить, что в открытом море
на банку поступают лишь илистые осадки, а для образования
крупнопесчаных и тем более галечно-валунных слоев нужно,
чтобы литологический состав пластов, слагающих структуру,
был благоприятен для формирования кру.пнообломочного ма-
териала. Если же породы представлены илами, глинами, тон-
кими песками и т. п., то ни гальки, ни валунов на вершине
банки появиться не может. Многие из современных банок
характеризуются настолько небольшим увеличением крупно-
сти материала от склонов к вершине, что в геологическом раз-
резе его трудно будет обнаружить визуально. Таким образом,
схема Д. В. Наливкина далеко не универсальная.
Вторым недостатком этой схемы является то, что в ней не
указано, куда поступает материал, смытый с вершины банки.
Этот материал должен аккумулироваться недалеко от места
абразии — на склонах банки, где создается окольцовывающая
вершину зона повышенного осадконакопления. В пределах
данной зоны интенсивность аккумуляции постепенно убывает
в сторону периферии структуры. Говоря иными словами, мощ-
ность отдельных слоев здесь будет возрастать от подошвы
антиклинали до края абразионной платформы. Над банками
в открытом море при глубинах примерно до 100 м вода в
шторм заметно мутнее (Зенкович, 1962). что указывает на
более или менее активную абразию.
Если структура достаточно долго растет на дне мелкого
моря, то она может получить очень своеобразную форму, ха-
91/ Зак. 103
129
растеризующуюся, вопреки обыкновению, увеличением угла
падения на крыльях при переходе от глубинных к поверхно-
стным слоям, общим убыванием мощностей в присводовой ча-
сти и наличием флексуровидных изгибов на уровнях, соответ-
ствующих краям древних абразионных платформ.
Возможность длительного процесса формирования струк-
туры в подобных условиях определяется тем, что интенсив-
ность размыва купола, который по мере поднятия будет до-
стигать все меньших и меньших глубин, постепенно, вместе с
поднятием, увеличивается. На какой-то фазе поднятия рост
структуры может быть значительно замедлен, если интенсив-
ность абразии будет соизмеримой с интенсивностью тектони-
ческих подвижек. К сожалению, в литературе не имеется
данных о темпах абразии на вершинах банок. Довольно точ-
ные наблюдения проводились только на бенчах прибрежной
полосы. Так удалось определить скорость снижения бенча
(в результате абразии), сложенного флишевыми породами, в
районе Сочи (Гамаженко; 1950). Прибрежная зона дна, ли-
шенного наносов, понижалась в приурезовой полосе со сред-
ней скоростью 15 см в год, на глубине 2 м — 6 см в год и на
глубине 3 м — 1 см в год. Путем подсчета был установлен
темп понижения коренного дна на больших глубинах в Чер-
ном море: в неогеновых карбонатных породах он составляет
десятые доли миллиметров в год, в глинах — 1 см в год.
Темпы абразии значительно снизятся, если поднимающая-
ся отмель будет иметь большую площадь. Согласно В. П. Зен-
кевичу (1962) абразия практически прекращается, когда
ширина полосы бенча достигает примерно 10 км при уклоне
порядка 0,01. Таким образом, структура беспрепятственно
начнет подниматься над урезом моря, когда поперечник сре-
занной части купола достигает величины порядка 20 км. До-
стижение такой формы потребует длительного периода вре-
мени. При меньшем размере абразионной площадки на вер-
шине структуры и при постоянном уровне моря вершина
структуры, сложенная рыхлыми осадками, видимо, не может
выступать из-под уровня моря, поскольку темп размыва обыч-
но в несколько раз больше темпа поднятия. Учитывая соотно-
шение скоростей поднятия суши (не более нескольких милли-
метров в год) и абразии (сантиметры, а иногда и десятки сан-
тиметров в год), следует считать возможным появление свода
структуры с мало сглаженной вершиной над уровнем моря
только в случае интенсивного эвстатического понижения уровня.
В настоящее время известны примеры локальных структур,
развивающихся на мелководном склоне Каспия. К таким
структурам, в частности, относятся Челекенская, Окаремская
и ряд других, выраженных в рельефе в виде грязевулканиче-
ских островов южного Каспия, а также мелководных песча-
ных банок и аккумулятивных островов северного Каспия.
130
С западной стороны полуострова Челекен развит широкий
бенч, выработанный в глинистых четвертичных отложениях,
покрывающих крылья и купол структуры. По высотам ново-
каспийских береговых линий установлена скорость современ-
ного тектонического поднятия, которая не превышает 2 мм в
год. Меридиональный сброс разделил структуру на две части:
надводную и подводную. В настоящее время, несмотря на
продолжающееся поднятие, поверхность подводной части
структуры постоянно размывается и не может выступить из-
под уровня моря. Примерно такая же картина отмечается в
районе Окаремской структуры, западное крыло которой так-
же находится под водой.
На северном Каспии имеется большое количество мелко-
водных песчаных банок и островов, которые, как было
подтверждено исследованиями О. К. Леонтьева (1957) и
В П. Мирошниченко (1957), являются унаследованными об-
разованиями, венчающими подводные структуры погребенно-
го кряжа Карпинского.
Не вызывает сомнения, что причина превращения банок и
подводных отмелей северного Каспия в острова объясняется
именно тем обстоятельством, что Каспию как прежде, так и
в настоящее время свойственны быстрые колебания уровня
большой амплитуды. Интенсивное снижение уровня, проис-
шедшее в недавнее время, сочетаясь с положительными дви-
жениями сводов, позволило выйти из-под уровня моря верши-
нам сравнительно небольших структур.
Несколько слов следует сказать о различных аккумулятив-
ных формах, возникающих возле мелководных банок. Речь
идет о так называемых береговых барах — формах, созданных
при поступлении наносов со дна к берегу, а также вдольбере-
говыми потоками наносов. Большинство исследователей счи-
тают, что главным условием образования морских баров
является не колебание уровня моря (или вертикальные дви-
жения суши), как это полагали американские ученые Д. Джон-
сон и В. Дэвис, а эти формы закономерно возникают при бла-
гоприятных уклонах подводного склона и составе отложений.
По имеющимся данным, песчаные и галечные бары обычно
возникают при уклонах от 0,01 до 0,005.
Образование баров вызывает местные изменения мощности
пластов. Более того, аккумулятивные формы типа баров
обычно слагаются перемытыми сравнительно крупнозернисты-
ми отложениями, которые в случае, если они перекрыты и
подстилаются плотными осадками с малым коэффициентом
фильтрации, могут служить прекрасными коллекторами неф-
ти, тем более, что формирование крупных баров нередко при-
урочено к присводовым частям поднимающихся структур.
Следовательно, поскольку крупные аккумулятивные формы
типа баров могут указывать на существование свода погре-
9 Зак. 103
131
бенной структуры, анализ морфологии рельефа дна в зоне
мелководья оказывается весьма полезным при поисках нефти
и газа (Леонтьев, Никифоров, 1965а, б, 1966; Никифоров,
Лукьянова, 1967; Никифоров, Самойлова, 1967).
Глава П
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
ИССЛЕДОВАННЫХ СТРУКТУР
Геологическое строение Тимано-Печорской провинции
(Обобщенный разрез)
Тимано-Печорская нефтегазоносная провинция, располо-
женная в северо-восточной часта Коми АССР, протянулась от
Тиманского кряжа до западного склона Урала, занимая вос-
точный склон среднего и южного Тимана, Печорскую тектони-
ческую гряду 'И заключенную между ними Печорскую депрес-
сию. Геология провинции освещена в опубликованных рабо-
тах Н. Н. Тихоновича (1941, 1946), А. Я. Кремса (1958),
О. А. Солнцева (1957), П. Е. Оффмана (1961) и др., а также
в ряде отчетов А. В. Иванова, Н. В. Кузнецовой и др. *.,
3. И. Цзю (1961, 1962)1 2 3, Б. Я. Вассермана з (1961) и др. Ука-
занными исследователями не только собран обширный мате-
риал по стратиграфии, литологии, фациальному составу и
тектоническим особенностям территории, но и разработаны
некоторые палеогеографические и палеотектонические схемы,
содержание которых мы попытаемся вкратце осветить ниже.
На территории провинции породы докембрийского возрас-
та выходят на поверхность в Тимане, Пай-Хое и Урале. В об-
ласти Печорской депрессии докембрийские отложения зале-
гают на глубине 2000—3000 м и более. На сильно дислоциро-
ванных пластах докембрия с резким несогласием залегает
толща осадков (мощностью 400—650 м), не охарактеризован-
ная фауной, получившая название ижма-омринского комплек-
са. Входящие в ее состав песчаники представлены кварцевыми
мелко- и среднезернистыми, местами ожелезненными разно-
1 А. Я Креме, Н. В. К у з н е ц о в а, А. В. М а к о в, Д. А. Д ж а н и-
б е к о в а, Л. И. Ф и л и п п о в а, Л. Д. Максимова, М. В. К о н о в а-
л о в а, Я. П. С л и в .к о в а. Сравнительная геологическая оценка перспек-
тив нефтегазоносности разведочных площадей Тимано-Печорской провинции
и составление технической прогнозной карты провинции. Ухта, 1962.
2 3. И. Ц з ю. Обобщение материалов поисковых разведочных и научно-
исследовательских работ по площадям Тимано-Печорской провинции. Ухта,
1962.
3 Б. Я. В а с с е р м а н. Геологический отчет по Западно-Тэбукскому ме-
сторождению. Ухта, 1961.
132
стями с косослоистой текстурой, с включением гальки, кварца
л каолинита. В верхней половине толщи песчаники переслаи-
ваются с аргиллитами. В. А. Калюжный (1959) считает осадки
ижма-омринского комплекса озерно-континентальными, ча-
стично — лагунно-морскими: присутствие гидрогематита и
гетита и отсутствие органического вещества указывает ма вы-
сокий кислородный потенциал и низкое pH среды при накоп-
лении осадков.
Палеозойские отложения начинаются породами силура
(мощность 1000—1300 м), состоящими из двух толщ, каждая
из которых начинается терригенными отложениями и кончает-
ся доломитами. С угловым несогласием на них залегают по-
роды среднего девона. На северном Тимане и на западе сред-
него Тимана отложения среднего девона представлены конти-
нентальными косослоистыми песчаниками. В восточных райо-
нах среднего Тимана кроме косослоистых песчаников встреча-
ются еще аргиллиты и алевролиты — отложения опресненного
среднедевонского бассейна. На юго-востоке Тимана и Печор-
ской впадины развиты карбонатные породы с морской и при-
брежно-морской фауной среднего девона. В районе Ухты
встречаются песчано-глинистые отложения прибрежно-мор-
ского происхождения. Эйфельский ярус представлен разнозер-
нистым'и кварцевыми песчаниками с прослоями алевролитов и
слюдистых плитчатых глин с конгломератом в основании.
Мощность эйфельских отложений увеличивается с запада на
восток от 20—25 до 90 м, а в зоне Печорской депрессии дости-
гает 170 м. В эйфельский век средний и северный Тиман были
сушей. Юго-восточное Приниманье и область Печорской гряды
представляли собой мелководный морской бассейн. В районах
Ухты, Западного Тэбука, Мутного Материка существовали
глубоковрезанные заливы, где отлагались фации прибрежно-
морского происхождения.
На эйфельских породах без видимого несогласия залегают
осадки живстского яруса, состоящие из переслаивающихся
кварцевых песчаников, глин и алевролитов; в восточных райо-
нах встречаются известняки и мергели, местами в основании
разреза — конгломераты и гравелиты. Максимальная мощ-
ность живетских отложений в Печорской впадине более 600 м;
на северном Тимане —375 м, а на среднем и южном Тимапе—
15—20 м. В центре Западно-Тэбукского поднятия пласты этих
осадков выклиниваются, а на восточном крыле их мощность
равна 119 м, причем нарастание идет очень быстро. В Ухтин-
ском районе в слоях живетского возраста осадочные породы
чередуются с эффузивами и пластовыми диабазами, что сви-
детельствует об активной вулканической деятельности. Толша
живетских отложений в общем представлена прибрежно-
морскими и лагунными фациями. Отложение материала про-
исходило в сравнительно подвижной среде, в прибрежной по-
9
133
лосе верхней зоны шельфа; лишь местами в восточных райо-
нах, где преобладают карбонатные породы, можно предполо-
жить более спокойные условия осадконакопления.
Отложения верхнего девона (франский и фаменский яру-
сы) распространены широко и представлены на среднем и
южном Тимане морскими карбонатными и терригенными
породами, а на северном Тимане — континентальными красно-
цветными образованиями.
Отложения франского яруса подразделяются на нижне-,
средне- и верхнефранские. Породы нижнефранского подъяру-
са развиты почти повсеместно. В основании его выделяются
широко распространенные отложения пашийской свиты, преи-
мущественно терригенного состава, содержащие мелко- и
тонкозернистые кварцевые песчаники, глинистые алевролиты
и плотные карбонатные глины. Накопление пашийских осад-
ков происходило в прибрежно-морской зоне мелководного
бассейна. Мощность этих отложений увеличивается в восточ-
ном направлении: от 0 до 30 м в Верхне-Ижемском районе и
от 0 до 20 м на Ухте; в районе Западного Тэбука она состав-
ляет в среднем 70—80 м. В Печорской гряде разрез нижне-
франских отложений резко отличается от таманского; здесь к
нижнефранским осадкам относится глинисто-алевролитовая
толща мощностью от 350 до 600 м. Мощность осадков фран-
ского яруса на Западно-Тэбукском поднятии изменяется от
520 м на северо-западном крыле и своде до 539—558 м на юго-
восточном крыле.
Следующий этап седиментации характеризуется накопле-
нием 1известково-мергелнсто-глиннстых нижнефранских отло-
жений кыновской свиты, широко развитых на южном и сред-
нем Тимане. Для второй половины нижнефранского века
характерны условия неглубокого моря. Мощность кыновских
отложений весьма непостоянна — в Ухтинском районе 60—
75 м, к югу и востоку она сокращается до 26—30 м.
Местами выделены саргаевские слои нижнефранского
яруса, которые прослеживаются полосой на южном Тимане и
встречаются в зоне Печорской депрессии. Они выражены из-
вестково-глинистыми и мергелистыми породами. Наибольшая
мощность саргаевских отложений отмечена в Ухте (50—55 м)
и на западе Верхне-Ижемского района; восточнее этих участ-
ков она сокращается до 10 м и менее. Зона аккумуляции б
это время ’заметно сместилась к западу, в сторону Тиманского
кряжа, тогда как в пашийское и живетское время областями
аккумуляции были в основном восточные районы.
К среднефранскому подъярусу относятся доманиковые и
мендымские слои. Доманиковые отложения представлены
слоями битуминозных известняков, мергелей, аргиллитов и го-
рючих сланцев. Мощность их уменьшается с северо-запада на
юго-восток от 70 до 30 м. Л^ендымские слои в Ухтинском райо-
134
не представлены мергелями и аргиллитами; средняя мощность
этих пород равна 30 м. В районе Печорской гряды мощность
среднефранских отложений резко возрастаем до 400 м за счет
появления в разрезе песчано-глинистых толщ.
Отложения верхнефранского подъяруса на Печорской гря-
де представлены мощной глинисто-мергелистой толщей. В Ух-
тинском районе выделяются три резко отличные толщи: ветла-
сянская (песчано-глинистая толща мощностью более 200 м),
сирачойская (толща известняков, мергелей и глин с средней
мощностью 130 м) и ухтинская (известняки и доломиты внизу,
гипсы и ангидриты вверху, мощностью около 180 м). К югу и
юго-востоку эти слои постепенно замещаются менее мощными
известково-глинистыми толщами. Мощность верхнефранских
пород в районе Западного Тэбука колеблется от 350—400 до
430—450 л/ (на восточной периклинали поднятия).
Осадки фаменского яруса верхнего девона распространены
на всей территории провинции за исключением среднего Ти-
мана. Мощность известняково-глинистых пород нижней толщи
в районе Печорской гряды достигает 650 м. К северу разрез
обогащается терригенным материалом и мощность его увели-
чивается до 700 м и более. На южном Тимане и в Ухтинском
районе отложения нижнефаменского возраста представлены
однообразной толщей доломитизированных известняков и мер-
гелей мощностью от 80 до 180 м.
Верхнефаменские отложения распространены на юго-вос-
точном Притиманье и в районе Печорской гряды. Они выра-
жены известняково-доломитовой толщей (юго-восточное При-
тиманье) и известняками с прослоями мергелей (Печорская
гряда) мощностью до 400 м.
Верхние горизонты девона обычно размыты и покрыты
трансгрессивно налегающими нижнекаменноугольными и
пермскими отложениями.
Отложения каменноугольной системы широко развиты в
районе Печорской гряды, на юго-восточном склоне южного
Тимана и в Притиманье.
Нижнекаменноугольные отложения на южном Тимане
окаймляют с востока и юга участки выходов верхнего девона
в районе Ухтинской и Верхне-Ижемской структур. На востоке
провинции мощность нижнего карбона достигает 700—800 м,
на западе она уменьшена за счет выпадения турнейского и
уменьшения мощности визейского ярусов до 20—30 м. Далее
на запад, у Яренска нижний карбон полностью выклинивает-
ся. Породы турнейского яруса выражены терригенными часто
переслаивающимися отложениями — песчаниками, алевроли-
тами, глинами; местами наблюдаются прослои известняков.
Мощность этих отложений на южном Тимане и в Притиманье
колеблется от 0 до 555 м, на Печорской гряде — от 75 до 118 м.
На запад и северо-запад мощность их постепенно уменьшает-
135
ся вплоть до полного выклинивания. Визейские осадки пред-
ставлены в основном известняками, часто доломитизнрован-
ными; в низах визейской толщи встречаются пачки пестрых
глинистых пород. Отложения визейского яруса трансгрессивно
налегают на породы турнейского, фаменского и франского
ярусов. Мощность визейских отложений изменяется от 0—22 м
в западных районах до 800 м на востоке провинции. Отложе-
ния намюрского яруса представлены кавернозными доломи-
тизированными известняками. Мощность их колеблется от 7
до 34 м.
Среднекаменноугольные отложения, распространенные
преимущественно на юге и западе провинции, представлены
осадками башкирского и московского ярусов. Мощность этих
пород колеблется от 130 до 280 м. Башкирский ярус сложен в
основном доломитизированными известняками; участками
встречаются прослои глин; в средней части присутствует
пестроокрашенная известковая брекчия. В отложениях москов-
ского яруса преобладают известняки и глины.
Верхнекаменноугольные породы распространены там же,
где и среднекаменноугольные. Мощность их изменяется от 35
до 140 м\ уменьшение мощности происходит в восточном на-
правлении. Представлены преимущественно детритусовыми и
фузулиновыми известняками с прослоями глин.
Отложения пермской системы развиты преимущественно
на востоке провинции. Мощность пермских осадков резко уве-
личивается в районе Предуральского прогиба (до 3000 м).
Нижнепермскпе породы представлены отложениями сак-
марского, артинского и кунгурского ярусов. Сакмарский ярус
представлен песчано-глинистыми толщами, а также известня-
ками и доломитами. Максимальной мощности сакмарские от-
ложения достигают в районе Предуральского прогиба (300—
400 я). В бассейне р. Северной Мылвы эти осадки достигают
173 я, а в районе Усть-Цильмы — 236 м. Артинский ярус сло-
жен органогенно-обломочными и детритусовыми известняками,
которые к востоку замещаются глинами с прослоями алевро-
литов и песчаников (в центре Предуральского прогиба). Мощ-
ность пород артинского яруса увеличивается с северо-запада
на юго-восток от нескольких метров (Савинобор) до 650 м
в Предуральском прогибе. Отложения кунгурского яруса пред-
ставлены терригенными, карбонатными и сульфатными поро-
дами, для которых характерна большая фациальная пестрота.
Мощность этих отложений резко увеличивается в сторону
Предуральского прогиба (до 712 м).
Отложения верхнего отдела пермской системы представле-
ны преимущественно терригенной толщей, .мощность которой
колеблется в широких пределах от 0 до 1500 я, причем наблю-
дается ее убывание в западном и северо-западном направле-
ниях.
136
Толща мезозойских образований представлена почти всеми
отделами.
Общая «мощность мезозойских отложений увеличивается с
юга на <север. Например, в Тэбук-Савиноборском районе мезо-
зойские осадки имеют всего 120—250-метровую мощность, а
на Нарьян-Марской площади — свыше 1000 м. К нижнему
триасу относятся пестроцветные песчано-глинистые осадки,
залегающие с небольшим несогласием на отложениях верхней
перми. На северо-востоке провинции в основании нижнетриа-
совых отложений встречены слои базальтов, наибольшая мощ-
ность которых достигает 100 м. Мощность нижнетриасовых
отложений колеблется в широких пределах (от 60 до 200 м на
среднем Тимане и до 400 м в Печорской впадине). Средне- и
верхнетриасовые породы представлены песчаниками, глинами
и алевролитами серого цвета. Мощность их сильно сокращает-
ся в направлении с востока (800 л«) на запад (350—400 м).
Отложения юрской системы начинаются светло-серыми
разнозернистыми кварцевыми песками с прослоями серых
глин среднеюрского возраста, которые залегают на триасовых
отложениях с перерывом. Мощность осадков средней юры
колеблется от 100—ПО м в центре Печорской впадины до 50 м
на юге впадины. Верхнеюрские отложения имеют мощность
около 150 м.
Отложения меловой системы выявлены только на севере
провинции. Осадки валанжина, готтерива и баррема имеют
морское происхождение, аптские породы — континентальное.
Валанжинские породы (мощностью от 45 до 134 м) представ-
лены глинами, глинистыми песками, глауконитовыми алевро-
литами, рыхлыми песчаниками. Готтеривский и барремский
ярусы сложены песками и глауконитовыми глинами с конкре-
циями песчаника. Их мощность в Нарьян-Маре изменяется
от 0 до 12 м. Аптский ярус представлен песками, алевролитами
со стяжениями известковистого песчаника и большим количе-
ством обугленных растительных остатков. Мощность аптских
отложений колеблется от 0 до 96 м (Нарьян-Мар) и 125 м
(Усинско-Колвинский район).
Приведенные выше данные, характеризующие геологиче-
ский разрез осадочной толщи, выстилающей большую часть
Тимано-Печорской провинции, позволяют сделать следующие
выводы.
1. Осадочная толща накопилась преимущественно в усло-
виях морского шельфа со сложной и часто изменявшейся кон-
фигурацией береговой линии. Неспокойный динамический
режим шельфовой зоны способствовал пестроте отложений в
отношении их литологического состава, а также изменчивости
мощностей отдельных ярусов и свит.
2. Изменение мощностей глинистых и известняковых осад-
ков в общем следует схеме В. В. Белоусова. Это, вероятно,
137
объясняется тем, что в областях относительного погружения
море задерживалось сравнительно долго, т. е. мощность этих
осадков является функцией времени существования моря.
3. Песчаные и более грубые осадки привязаны преимущест-
венно к местам, где близко располагались источники терриген-
ного материала. Эти осадки складывали дельты и подводные
аккумулятивные террасы древних побережий. В областях рас-
пространения осадков этого типа чаще всего наблюдается на-
рушение схемы Белоусова в отношении распределения мощно-
стей по элементам локальных структур.
История геологического развития провинции. История гео-
логического развития Тимано-Печорской провинции излагает-
ся в соответствии с представлениями П. Е. Оффмана,
В. А. Разницына и др.
Палеотиман в виде крупной структуры существовал уже в
нижнем кембрии. В ордовике здесь продолжала существовать
суша с довольно расчлененным рельефом.
В силурийское время с востока (с Урала) распространи-
лась трансгрессия, затопившая область платформы до север-
ного конца Тимана. В нижнедевонское время морской бассейн
резко сокращается, сохраняясь только в Уральской геосинкли-
нали (отложения нижнего девона на платформе не обнару-
жены).
В среднем девоне произошли разломы фундамента и из-
лияния базальтов, а с востока распространилась живетская
трансгрессия.
В начале каменноугольного времени территория провинции
испытала подъем; турнейское море сохранялось только1 в вос-
точной части Печорской впадины. В начале визейского века
вся Тимано-Печорская провинция была сушей, но с середины
этого века море вновь покрыло Печорскую синеклизу, хотя и
не доходило до северного Тимана.
В средне- и верхнекаменноугольное время Тиман вновь
испытал погружение; море затопило большую территорию, но
Печорская гряда, восточная часть Большеземельской тундры
и Пай-Хой были выше уровня моря.
Нижнепермский мелководный бассейн покрывал лишь се-
верный Тиман и восточную часть Печорской синеклизы.
В верхнепермское время территория провинции осушается.
В результате герцинского тектогенеза северо-восточный край
Русской платформы приобрел наклон на северо-запад, что
обусловило в дальнейшем распространение с севера юрской
трансгрессии, затопившей весь южный Тиман. Альпийское
поднятие Тимана обусловило размыв мезозойских отложений
на поднимавшихся участках.
В целом, на протяжении геологической истории территории
Тимано-Печорской провинции нисходящие движения преобла-
138
дали над восходящими, о чем свидетельствуют значительные
мощности осадочных пород.
Тектоника Тимано-Печорской провинции. В тектоническом
развитии Тимано-Печорской провинции выделяют два этапа:
геосинклннальный и платформенный (Солнцев, 1957; Цзю,
1961). В геосинклинальный период развития территории нако-
пилась мощная толща (5000—6000 м) осадков преимущест-
венно терригенного состава (Чернов, 1960; Оффман, 1961). Эта
толща подверглась метаморфизации и смятию в складки в
каледонскую эпоху горообразования, а затем была снивели-
рована еще до верхнего силура (Солнцев, 1957).
В завершающую фазу каледонского тектогенеза Тиманская
геосинклиналь превратилась в платформенную 'Область и кон-
солидировалась с более древними частями Русской платформы
(Креме, 1958). В рифейское — нижнекембрийское время на-
чался платформенный этап развития провинции. На месте
Тиманской геосинклинали образовалась Тимано-Печорская
синеклиза северо-западного1 простирания.
В девоне на фоне общего прогибания территории начи-
нается формирование локальных платформенных структур, их
постепенное разрастание и объединение, завершившееся обра-
зованием валоподобных поднятий, близких к широтному по
простиранию и располагающихся по дугообразным тектониче-
ским линиям на крыльях синеклизы. В это же время образо-
вались локальные прогибы, в которых накапливались повы-
шенные мощности осадков *. Характерным примером таких
прогибов считается Ухтинский девонский прогиб, существовав-
ший на месте восточного склона современной Ухтинской склад-
ки. Несколько меньшие прогибы существовали в зонах разрыв-
ных нарушений; примерно такой прогиб был на месте Запад-
но-Тэбукской структуры. Между этими прогибами распола-
гался относительно приподнятый Айювинский участок, а
западнее Ухтинской мульды — Тобысское поднятие. Предпо-
лагают, что в каменноугольный период, в турнейское и ранне-
визейское время, в пределах Ухтинского девонского прогиба
проявились положительные движения, приведшие к инверсии
и образованию на месте прогиба Ухтинской антиклинали.
В пермскую фазу герцинского тектогенеза произошло пере-
формирование крупных валов и впадин и образование новых
структур1 2. Наибольшей амплитуды тектонические движения
достигают в период отложения уфимского и казанского яру-
сов. Эта структурная перестройка происходила на фоне общей
1 Основным признаком, по которому восстанавливается положение этих
локальных прогибав, является местное увеличение мощности девонских
осадков, которое могло произойти и в результате других причин.
2 В. А. Левченко. Морфология, 'Пространственное распределение и
происхождение палеозойских структур юго-восточного Притиманья. Ухта,
1951.
139
тенденции к опусканию. Завершение формирования прогибов
и поднятий относится к татарскому времени.
Такова история развития структур Тимано-Печорской про-
винции, изложенная в геологических работах последних лет:
общее прогибание .в девоне, а затем относительное поднятие
отдельных участков в карбоне и перми при сохраняющемся
общем прогибании. Эта схема базируется на анализе мощно-
стей отложений. Например, на Ухтинской структуре мощности
осадков среднего и верхнего девона уменьшаются по падению
слоев. Это является основанием для предположения, что в де-
воне и карбоне знаки движения были различными. «Такое рас-
пределение осадков указывает, что в момент их отложения
места с большими и малыми мощностями находились в обрат-
ном взаимоотношении относительно глубин залегания, т. е.
в том месте, где на опущенном крыле Ухтинской ступени на-
блюдаются сокращенные пачки девонских отложений, во вре-
мя их отложения находился купол» (Креме и др., 1962).
Ухтинская структура
Ухтинская складка представляет собой брахиантиклиналь
северо-западного простирания, асимметричного строения с
амплитудой около 350 м. Ее размеры в плане составляют
55X100 км. Юго-западное крыло имеет падение от 2° до 3°20',
а северо-восточное — в среднем 1°30'. В присводовой части
структура осложнена рядом небольших куполов (Ярегская и
Лыа-ельская структуры). Асимметрия складки обусловлена
постепенным выклиниванием к западу эйфельских, живетских
и нижнефранских отложений, а также сокращением мощности
наддоманиковых отложений верхнего девона в том же направ-
лении. Существующие в основании осадочного чехла дизъюнк-
тивные нарушения отражаются в вышележащих слоях в виде
флексур (Цзю, 1962).
Особенности тектонического развития Ухтинской структуры
изложены в работах 3. И. Цзю (1962) и других авторов. В де-
воне на фоне общего прогибания территории провинции выяв-
ляются участки с наибольшим проявлением отрицательных
движений. В районе Ухты располагался один из таких проги-
бов, в котором отложились среднедевонские осадки мощностью
около 150 м, причем максимальный прогиб был приурочен к
восточной присводовой части структуры. В нижнефр а некое
время в прогибе отлагались туффиты и диабазы; в то же вре-
мя в районе Яреги возник крупный разлом. В турнейское и
ранневизейское время начинается инверсия Ухтинского девон-
ского прогиба. Положительные движения продолжались до
верхнемосковского времени. В кунгурский век на месте Тобыс-
ского поднятия происходит формирование прогиба и опуска-
ние западного борта Печорской синеклизы, сопровождающие-
140
ся продолжающимся поднятием Ухтинской складки.
Формирование поднятий и прогибов завершается к татарскому
веку.
В результате влияния движений, происходивших в Ураль-
ской геосинклинали, возникли разрывные нарушения, оконча-
тельно сформировавшие морфологический облик Ухтинской
складки и Тобысской впадины.
Исходя из воззрений В. В. Белоусова (1954), Ухтинская
структура относится к прерывистым недиапировым складкам
платформенного типа. Эти складки возникают под действием
вертикально направленных тектонических сил, вызывающих
поднятие каждой из них в отдельности. Амплитуда складки
уменьшается в верхних горизонтах. Белоусов отмечает, что
прерывистые складки во многих случаях возникают в резуль-
тате ннверсии вертикальных движений земной коры, будучи
«подготовлены» предыдущим прогибанием. Все эти положения
применяются для объяснения увеличенной мощности пластов
среднедевонских отложений на Ухтинской структуре по на-
правлению к своду и .выклинивания нижних горизонтов осад-
ков этого возраста в том же направлении. В такой интерпре-
тации разреза не учитывается одно важное обстоятельство, а
именно появление и развитие Ухтинской складки в условиях
мелководного бассейна. При подобных условиях осадконакоп-
ления местные изменения мощности отдельных слоев могли
происходить и за счет экзогенных факторов, вследствие чего
гипотеза об инверсионном развитии структур нуждается в до-
бавочных доказательствах.
О том, что осадки, слагающие Ухтинскую складку, являют-
ся мелководными образованиями, говорит анализ ее литолого-
стратиграфического разреза и палеогеографических карт, при-
веденных в отчете 3. И. Цзю (1961). Мелководность девонско-
го бассейна в районе данной структуры подтверждается пре-
обладанием в разрезе отложений песков, песчаников и граве-
литов. Складка в основном росла в прибрежной полосе неглу-
бокого моря. Такие моря наиболее типичны для платформ; к
ним относится большинство палеозойских бассейнов Русской
платформы (Рухин, 1962). По мнению Л. Б. Рухина, однооб-
разие отложений этих морей на больших площадях свидетель-
ствует о том, что глубины в них увеличивались по мерс уда-
ления от берега очень медленно и едва достигали 70—100 м.
Ухтинская структура в девоне располагалась на еще мень-
ших глубинах, так как находилась все время вблизи берега.
Следовательно, сводовая часть поднятия находилась под влия-
нием волновой деятельности, и формы накопления осадков
контролировались деятельностью потоков наносов, возникаю-
щих под влиянием волнения и приливов. На морфологии под-
нятия и мощности аккумулирующихся осадков неминуемо
должно было отразиться воздействие экзогенных факторов.
141
В противоположность установившемуся взгляду о смене
знака тектонических движений в процессе образования подоб-
ных складок можно предположить, что Ухтинская структура
формировалась под воздействием тектонических движений 'по-
стоянного знака. Представляется весьма возможным сущест-
вование .в мелководном девонском море таких гидродинамиче-
ских условий, при которых в процессе роста структуры подня-
тие сопровождалось срезанием вершины купола и аккумуля-
цией материала на крыльях в присводовой части. Таким обра-
зом, на этом участке формировались увеличенные мощности
средне- и верхнедевонских отложений; вниз по падению пла-
стов наблюдается соответственно сокращение мощностей и ча-
стичное выклинивание отдельных горизонтов. О том, что такое
явление могло иметь место, свидетельствует сравнение данных
о средних скоростях тектонических движений на платформе,
составляющих 2—4 мм в год (Николаев, 1962), и величины
размыва берегового склона волнами мелководья, достигающие
гораздо больших значений (Зенкович, 1962). Крайне незначи-
тельная- скорость поднятия по сравнению с потенциальной
возможностью абразии привела к тому, что структура очень
длительное .время являлась основанием мелководной банки с
отлогими склонами.
Точное решение вопроса о механизме формирования Ухтин-
ской складки в значительной степени затрудняется тем, что
вершина структуры срезана эрозионными процессами и поэто-
му нельзя определить, какова была действительная мощность
слоев на ее своде. Однако результаты экспериментальных
исследований, которые будут изложены .в последующих гла-
вах, позволяют утверждать, что на строение структуры долж-
ны были оказать большое влияние экзогенные факторы.
В. Е. Хайн (1961) пишет: «...в природе не существует чисто
эндогенных или чисто экзогенных процессов — они всегда
тесно переплетаются друг с другом, ибо экзогенные процессы
протекают на определенном эндогенном фоне и наоборот, хотя
каждый из этих процессов имеет свои существенные качест-
венные особенности. Складкообразование вызывается эндо-
генными движениями земной коры, но протекает в осадочной
оболочке экзогенного генезиса».
До сих пор в региональных работах тектонистов почти все-
гда недооценивается участие внешних сил, формирующих
совместно с внутренними силами структурные особенности зем-
ной коры. Несмотря на то что всегда отмечается наличие раз-
мывов, играющих столь важную роль в тектонической интер-
претации геологических разрезов, формы размывов и переры-
вов не исследуются с должным вниманием. Всевозможные явле-
ния несовпадения структурных планов поднятий по различным
горизонтам объясняются обычно только тектоническими при-
чинами. В связи с этим, например, увеличенные мощности
142
средне- и верхнедевонских пород в присводовой части Ухтин-
ской складки трактуются как результат их инверсионного
образования, хотя для этого необходимо предположить слож-
ные миграции оси структуры.
Седьельская структура
Седьельская структура расположена в пределах Верхне-
Ижемского района Тимано-Печорской провинции, на северо-
восточном склоне южного Тимана. Структура представляет
собой пологую асимметричную брахиантиклиналь, имеющую
северо-западное простирание. Углы падения слоев на крыльях
составляют 1°—1°35'. В присводовой части углы падения го-
раздо меньше (10—30'). Северо-восточное крыло структуры
осложнено региональным сбросом, имеющим амплитуду до
250 м. Вблизи сброса падение слоев увеличивается до 4°.
В пределах контура промышленной газоносности общая дли-
на складки составляет 17,5 км, а максимальная ширина —
6 км.
В ранних работах по геологии Верхне-Ижемского района
указывается, что вся структура разбита сетью многочисленных
сбросов и взбросов (с амплитудой 10—30 м) на ряд блоков.
Однако П. Ф. Милаушкин (1955, 1956) утверждает, что почти
ни одно из дизъюнктивных нарушений, нанесенных предшест-
вующими исследователями на структурную карту, не просле-
живается по буровым скважинам. Отсюда автор делает вывод
об отсутствии на данной площади других дизъюнктивных на-
рушений, кроме регионального' сброса на северо-восточном
крыле структуры и двух параллельных смещений на этом же
крыле, имеющих амплитуду порядка 20 м.
Развитие Седьельокого поднятия как антиклинальной фор-
мы, можно проследить по изменению мощностей осадочных
слоев и соотношению структурных планов поверхностей раз-
личного возраста. Для этой цели по данным буровых скважин
нами были построены структурные карты поверхностей девон-
ских осадочных свит. Вкрест простиранию оси структуры через
центр поднятия по данным карт были составлены схематиче-
ские профили, иллюстрирующие ход изменения облика струк-
туры во времени (рис. 31).
Поверхность жесткого ядра структуры схематически изо-
бражена на профиле в виде двувершинного поднятия, запад-
ный склон которого более крутой, чем восточный. Линия про-
филя по кровле поддоманиковых отложений в общем сохра-
няет асимметрию ядра, но наличие двух вершин в сводовой
части уже не прослеживается. Вершина поднятия имеет вид
пологого купола со слегка уплощенным сводом. Восточный
склон структуры выпуклой формы, так как углы падения в
приподошвенной части крыла значительно возрастают. Про-
143
филь кровли доманиковой свиты весьма близко повторяет
очертания линии поверхности поддоманиковых отложений.
Резкое изменение рельефа наблюдается в кровле ветла-
сянской свиты. Вершина свода сместилась к востоку. Еще бо-
Рис. 31. Схематические профили
Седьельской структуры по структур-
ным поверхностям различного воз-
раста
лее крутым стало падение
западного крыла, что уве-
личило степень асиммет-
рии складки. В присводо-
вой части поднятия на
восточном крыле просле-
живался прогиб и весь
склон получил вогнутую
форму. Характерно, что
мощность ветласянских
отложений увеличивается
в направлении от подош-
вы к своду структуры. На-
помним, что такое увели-
чение мощности отдель-
ных слоев в разрезе
структуры обычно трак-
туется в геологической ли-
тературе как результат
накопления материала в
синклинальном пониже-
нии и последующей ин-
версии тектонических дви-
жений. Профиль по кров-
ле отложений сирачойской
свиты отражает продол-
жающееся смещение сво-
да поднятия к востоку и
уплощение вершины.
По профилю кровли
ухтинской свиты можно
обнаружить новое изме-
нение облика антиклина-
ли. Общее строение ста-
новится почти симметрич-
ным, вершина — плоской
и заметно смещенной к
западу.
Таким образом, в процессе роста структура испытала зна-
чительные изменения своей внешней формы; свод складки сме-
щался то на восток, то на запад, крылья становились то более
крутыми, то более отлогими, асимметрия меняла свой харак-
тер и степень выраженности. Изменение мощности слоев, сла-
гающих структуру, различное. В одних горизонтах мощность
144
увеличивается в сторону свода, в других — в сторону подош-
вы, в третьих — мощность постоянная и они равномерно об-
лекают более древние слои.
Стратиграфические и литологические особенности осадоч-
ных пород девона, слагающих Седьельское поднятие, свиде-
тельствуют о том, что развитие этой структуры происходило в
пределах морского мелководья. Объяснить все отмеченные
выше изменения строения структуры только эндогенными про-
цессами очень трудно; нужно допустить, что она в процессе
роста испытала сложный режим тектонических подвижек.
Логичнее считать, что местные изменения мощности отдель-
ных слоев вызваны образованием аккумулятивных форм рель-
ефа дна мелкого моря и что уплощенная форма свода струк-
туры, прослеживающаяся по кровлям поддоманиковых отло-
жений и ухтинской свиты, является результатом воздействия
ветрового волнения, вызвавшего местную абразию в то вре-
мя, когда структура представляла собой мелководную банку
в девонском море.
Глава III
ОБРАЗОВАНИЕ СТРУКТУР
В УСЛОВИЯХ СПОКОЙНОГО ВОДОЕМА
Методические исследования
Выполнение нескольких серий опытов с ростом структур в
условиях спокойной водной среды было необходимо, во-пер-
вых, для решения некоторых вопросов, относящихся к мето-
дике моделирования тектонических процессов, и, во-вторых,
для исследования особенностей строения структур, характер-
ных для тех случаев, когда последние растут на большей глу-
бине, ниже зоны активного воздействия волнения и течений
на грунты дна.
В опытах, относящихся к методике моделирования, иссле-
довалось влияние на строение структур трех факторов: текуче-
сти грунта, формы ядра структуры и скорости тектонических
движений.
Постепенное перетекание грунта с приподнятых участков
модели на опущенные могло сильно исказить результаты опы-
тов, так как разрезы осадочной толщи структуры нельзя было
производить раньше, чем через несколько часов после спуска
.воды. Основной «горной породой», применявшейся при опы-
тах, был озерный песок со средней крупностью 0,20—0,25 мм.
Требовалось определить необходимость отделения примесей
пыли и глины, а также найти критические углы наклона пла-
стов, превышение которых может вызвать деформации грунта.
Опыты производились в лотках с прямоугольным сечением,
имеющих ширину дна 20 см. Лотки помещались под воду, их
145
дну придавались различные уклоны от 1 до 45°. Верхняя треть
лотка заполнялась грунтом: чистым песком и песком с при-
месью глины до 30°/о. Грунт предварительно смачивался до
полной влагоемкости. Нижнее окончание грунтового слоя за-
канчивалось склоном крутизной около 30°. Каждый опыт про-
должался в течение нескольких суток. Через каждые 24 час
производились определения положения нижней границы грун-
тового тела по длине лотка.
Текучесть пласта начинает проявляться в грунте с 3%-ной
примесью глинистых частиц при наклоне дна 10°, а в грунте,
содержащем 20% глины, — при наклоне 5°. Подвижки песча-
ного грунта наблюдались при углах свыше 35°. При указан-
ных критических значениях скорость течения грунта, содержа-
щего 3% тлины, составляла около 0,1 мм/час. С увеличением
содержания глины до 20% скорость возрастала примерно на
0,01 мм) час на каждый процент. Дальнейшее увеличение со-
держания глины не вызывало приращения скорости. Увеличе-
ние уклона дна сравнительно слабо сказывалось на прираще-
нии скорости. Последняя была пропорциональна корню кубич-
ному из уклона дна.
Интересно то обстоятельство, что максимальная скорость
течения грунта наблюдалась на некотором расстоянии от дна.
На поверхности пласта и в придонных слоях скорость была
относительно замедлена. Благодаря этому в толще переме-
щающегося грунта возникали сложные внутренние течения,
приводящие к неравномерным усадкам поверхности растекаю-
щегося слоя.
Учитывая результаты проведенных исследований, песок для
моделей структур тщательно промывался до полного удаления
частиц глины и пыли.
Для определения характера влияния формы ядра (в плане)
на строение структуры было выполнено 18 опытов. Половина
из них проведена с применением ядра круглой формы в плане
(поперечник равен 30 см) и половина — с ядром овальной
формы (короткая ось овала равнялась поперечнику круглого
ядра, а продольная ось была на 80% длиннее). В форму тако-
го овала вписывается Ухтинская структура. Мощность осад-
ков варьировала в различных опытах от 2 до 8 см (не считая
базального слоя), высота поднятия — от 4 до 10 см.
В обоих случаях имело место уменьшение мощности на
своде структуры по сравнению с мощностью слоев в горизон-
тальном залегании (на участках модели, не затронутых под-
нятием). Убывание мощности на вершине свода наиболее от-
четливо выражено в нижних горизонтах осадочной толши и
менее существенно в верхних слоях. Чем больше средняя мощ-
ность осадочной толщи по сравнению с высотой поднятия ку-
пола, тем слабее выражены изменения мощности. На фоне
этих зависимостей закономерно проявляется и влияние формы
146
основания структуры. При 'прочих равных условиях изменение
мощностей в круглой структуре является более значительным,
чем в структуре, имеющей овальную форму в плане. В табл. 21
приведены осредненные данные относительной мощности рых-
лой толщи на своде и склонах структур.
Таблица 21
Средние величины мощности осадочной толщи на сводах
и крыльях структур, выраженные в % к мощности толщи
в ненарушенном залегании
Форма основания структуры Свод Присво- довая часть крыла Середина кр ыла
Круглая - . 43 50 71
Овальная 79 84 87
Эти данные подтверждают необходимость при моделиро-
вании строгого соблюдения принципа геометрического подо-
бия. При круглой форме структуры удельная величина танген-
циальной силы, .вызывающей убывание мощности на своде,
должна быть больше, чем при овальной структуре. Растяги-
вающие усилия ® районе свода овальной структуры в основ-
ном действуют только по направлению короткой оси, а по на-
правлению длинной оси они значительно ослаблены. Учитывая
полученные результаты, при последующих опытах с модели-
рованием конкретных структур соотношения между длинной и
короткой осями брахиантиклинали воспроизводились возмож-
но более точно.
Для того чтобы установить характер влияния абсолютной
скорости поднятия структуры на ее строение и тем самым
выяснить возможность определения масштаба времени, было
выполнено 9 опытов. Первичная мощность осадков варьирова-
ла от 3,5 до 5 см (не считая базального слоя). Своды структур
поднимались на одинаковую высоту, равную 4 см, но скорость
поднятия была различной: от 1 см в минуту до 1 см в сутки.
Несмотря на то что величина скорости изменялась более чем
на 3 порядка (в 1440 раз), формы структур во всех 9 опытах
были одинаковыми. График зависимости относительной мощ-
ности осадочной толщи на своде структуры от времени подня-
тия представлен прямой линией, параллельной оси ординат
(рис. 32).
При моделировании тектонических процессов горные поро-
ды обычно заменяют пластичными материалами, вязкость
которых с изменением масштаба времени должна быть различ-
ной, чтобы удовлетворить условиям подобия. Пеоок, очищен-
ный от частиц глины и пыли, не имеет реологических свойств.
Все деформации, связанные с механическими воздействиями *
на такой грунт, проявляются и заканчиваются практически
147
мгновенно. Необходимо заметить, что механическое воздейст-
вие должно нарастать достаточно плавно, чтобы не происхо-
дило сотрясений песчаной толщи. Это ограничение темпов под-
нятия является единственным. В дальнейших опытах скорость
поднятия назначалась в зависимости от масштаба времени,
принятого для экзогенных процессов и заданного соотноше-
ния интенсивности абразии или аккумуляции, с одной стороны,
и тектонических подвижек —с другой.
г 1 сут
время поднятия на в ем
- 7 мин
- /V
0,25 0,50 0,75 7,00
относительная мощность на cSode
Рис. 32. Зависимость относитель-
ной мощности осадочной свиты на
своде структуры от времени е'*о
поднятия
относительная мощность на свои?
Рис. 33. Зависимость относитель-
ной мощности осадочной толщи на
своде от первичной мощности
осадков, отложившихся на гори-
зонтальную поверхность до нача-
ла поднятия
Влияние мощности осадочной толщи, темпов поднятия
и инверсионных движений на строение структуры
В качестве исходного варианта был исследован случай,
когда поднятие происходит после отложения осадков на пер-
вично горизонтальную поверхность. Мощность осадков изменя-
лась от 2 до 9 см. Высота подъема составляла 5 см, время —
около 3 час. Всего было выполнено 6 опытов. Общие особенно-
сти полученных разрезов структур следующие: а) мощность
осадочной толщи на вершине свода имеет минимальную вели-
чину, а на крыльях вниз по склону она постепенно увеличи-
вается и достигает максимума в месте перехода пластов в го-
148
ризонтальное положение, где она на 10—15% больше перво-
начальной; «кольцо» увеличенной мощности слоев отмечает
границы подошвы структуры; б) вершина свода немного упло-
щена и на ней нередко образуется небольшой прогиб —
«вдавленная синклиналь»; в) маркирующие горизонты между
отдельными слоями после поднятия обычно становились мел-
коплойчатыми, вследствие образования миниатюрных рифе-
лей на границах пластов.
Уменьшение мощности пластов в сторону свода и образо-
вание кольца повышенной мощности у подошвы вызваны воз-
действием сил, возникающих при подъеме структуры (растя-
жением на своде и сжатием в месте перехода слоев в горизон-
тальное 'положение), так как перемещения материала в пла-
стах после окончания поднятия не происходило.
Указанные изменения мощности особенно отчетливо выра-
жены в нижних горизонтах отложений и несколько смягчают-
ся вверх по разрезу. Поэтому относительная мощность осадоч-
ной толщи на своде, при прочих равных условиях, находится
в зависимости от первоначальной мощности осадочной толщи,
покрывающей ядро структуры. Полученная в результате опы-
тов зависимость показана на рис. 33.
Следующая серия, состоящая из 18 опытов, была посвяще-
на исследованию влияния соотношения темпов поднятия и
седиментации осадков на строение структур. Высота поднятия
сводов составляла 5 см, продолжительность поднятия — 3 час,
суммарная мощность осадков — от 4 до 8 см. Песок поступал
на модель одновременно с поднятием ядра структуры. Были
исследованы три случая:
а) осадконакопление и поднятие структуры происходило
равномерно, с одинаковой 'интенсивностью; б) темпы осадко-
накопления постепенно замедлялись от начала к концу опыта,
а поднятие было равномерным; в) интенсивность осадконакоп-
ления была равномерной в течение опыта, а интенсивность
поднятия, будучи максимальной в начале опыта, затем посте-
пенно убывала.
Конседиментационные структуры заметно отличались от
тех структур, которые были получены в опыта.х предыдущей
серии. Изменение мощностей осадочной толщи по элементам
структуры было выражено гораздо слабее. В верхних, наибо-
лее молодых, горизонтах мощность слоев на своде была почти
такой же. как и на крыльях; не прослеживалось также и мест-
ного увеличения мощности возле подошвы. Неравномерность
мощности наблюдалась только в нижних слоях разреза: чем
больше относительный возраст слоя, тем заметнее убывание
мощности на вершине свода и местное ее повышение на пери-
ферии структуры. В целом мощность осадочной толщи на сво-
дах конседиментационных структур составляла от 80 до 95%
10 Зак. 103
149
по отношению к мощности слоев на участках модели, находя-
щихся за пределами поднятия.
Плосковершинность свода и вдавленные синклинали не ха-
рактерны для конседиментационных структур. Наличие этих
морфологических особенностей свидетельствует о том, что
тектонические подвижки продолжались после образования
осадочной толщи.
Соотношение между темпами поднятия и осадконакопле-
ния довольно заметно сказывается на строении кон седимента-
ционных структур. Если в период образования структуры
темп седиментации замедлялся, а темп поднятия был равно-
мерен или ускорялся, то структура по форме свода и распре-
делению мощности слоев приближалась к поднятиям, вырос-
шим после накопления осадков. При обратном соотношении
темпов вершина структуры получала форму правильного ку-
пола, а мощность осадочной толщи у подошвы, на крыльях и
на своде становилась почти одинаковой.
Для выяснения особенностей строения обращенных струк-
тур была поставлена серия экспериментов, состоящая из
6 опытов, в которых моделировались синклинальные прогибы,
переходившие затем в результате восходящих движений в ан-
тиклинальные структуры. Амплитуда движений (прогиб —
поднятие) составляла в различных опытах от 6 до 18 см.
Углы падения крыльев синклинали изменялись от 4 до 16°.
Мощность осадочной толщи колебалась от 4 до 10 см.
В случае, когда осадки были отложены на горизонтальную
поверхность, а затем произведено образование синклинали и
ее последующее поднятие до получения антиклинали, разрез
структуры не отличался от разрезов структур первой серии
опытов, в которых осадконакопление предшествовало подня-
тию. Мощность слоев убывала к вершине свода, последняя
была уплощена и несла на себе вдавленную синклиналь. Этап
отрицательных движений не оставил заметных следов в строе-
нии разреза структуры.
При одновременном с тектоническими движениями осадко-
накоплении синклинальный этап заметно отразился на строе-
нии разреза структуры только в том случае, когда падение
крыльев синклинали составляло 16°. В разрезе образовавшей-
ся положительной структуры мощность нижних слоев (отло-
жившихся в стадии синклинали) заметно увеличивалась от
подошвы к своду. Характерно, что на периферии структуры
кольцо повышенной мощности в этих слоях отсутствовало.
Таким образом, в данном случае была получена обращенная
структура в ее классическом виде.
В остальных опытах, когда углы падения крыльев синкли-
нальной структуры были меньше 16°, синклинальный этап раз-
вития не отразился на строении разреза положительной струк-
150
туры; мощность в нижних слоях осадочной толщи убывала в
сторону свода или была почти постоянной.
Накопление значительной толщи осадков в осевой части
синклинали в первом случае можно объяснить тем, что при
осаждении песка в водной среде он соскальзывал с крутых
крыльев структуры, так как между оседающей на дно части-
цей и поверхностью грунта некоторое время сохраняется вод-
ная пленка, сильно ослабляющая трение. Вполне возможно,
что величина угла внутреннего трения песчаного грунта в мо-
мент первого соприкосновения частиц с дном значительно
ниже нормальной. Во всяком случае опыты показали, что для
образования типичной формы разреза обращенной структуры
нужно, чтобы она в стадии синклинального прогиба имела до-
статочно большую крутизну крыльев.
Влияние дифференцированных движений жесткого
ядра на строение структуры
Для воспроизведения дифференцированных движений же-
сткого ядра последнее было выполнено из системы концентри-
ческих блоков (см. гл. I), поднимающихся на различную вы-
соту, вследствие чего на поверхности ядра при подъеме струк-
туры образовывались ступени. В этой серии было 10 опытов,
причем высота подъема центральной части ядра изменялась
от 4 до 9 см, а мощность осадочных слоев от 3 до 8 см. Подъем
ядра и осадконакопление производились с одинаковой интен-
сивностью. В двух опытах производилась консолидация блоков
ядра в том положении, которое они получили на промежуточ-
ном этапе роста структуры. При дальнейшем подъеме ядро
представляло собой жесткий монолитный штамп со ступенча-
той верхней поверхностью. Три опыта были выполнены при
равномерном осадконакоплении, но прерывистом поднятии,
чередующемся с риверсивными подвижками. Купол структуры
поднимался на 1 см, затем опускался на 0,5 см и потом подни-
мался снова. Таких поднятий и опусканий производилось в пе-
риод формирования структуры до 12.
Под воздействием дифференцированных движений ядра на
крыльях конседиментационных структур возникали отчетливо
выраженные флексуры, которые прослеживались вплоть до
верхнего горизонта и придавали склонам возвышенностей сту-
пенчатый характер. В тех же случаях, когда на каком-то этапе
опыта производилась консолидация ядра, начиная с момента
консолидации ранее образовавшиеся флексурные формы не
передавались более молодым (вышележащим) слоям осадков.
Лежащая над жестким ядром толща породы вся равномерно
поднималась при росте структуры. В конечном счете, структу-
ра преобразовывалась в сундучную складку, независимо от
10* 151
той формы, которую получила поверхность жесткого ядра к
моменту его консолидации.
Над поверхностями скольжения блоков ядра в толще пла-
стов осадков образовывались системы трещин, по которым
возникали сбросы. Если рост структуры был однозначный и
равномерный, то количество трещин, приходящихся на едини-
цу площади разреза, и их размеры убывали вверх по разрезу.
При мощности осадков, равной высоте подъема центральной
Рис. 34. Распределение средних значений модуля трещинова-
тости в породах осадочной толщи (Л1) на поперечнике поло-
жительной структуры: I — на модели с дифференцированными
движениями ядра; II — на модели с жестким консолидирован-
ным ядром; III — на Ухтинской структуре
части купола, до дневной поверхности доходили только единич-
ные, наиболее крупные трещины, хотя нижние горизонты были
сильно разбиты сбросами. Картина расположения дизъюнк-
тивных дислокаций в разрезе становится совершенно иной,
если поднятие структуры прерывалось риверсивными подвиж-
ками. В этом случае все горизонты осадочной толщи интен-
сивно дислоцированы и тенденция к затуханию трешин .в верх-
них слоях осадков не проявляется.
В структурах, выросших при дифференциальных подвиж-
ках ядра, наблюдалось общее нарастание интенсивности тре-
щиноватости от периферии к центральной части антиклинали.
В структуре, которая была поднята жестким штампом, наобо-
рот, в центральной части почти не было трещин и максималь-
ная интенсивность дизъюнктивных дислокаций наблюдалась
на периферии. На рис. 34 схематически показано распределе-
ние модуля трещиноватости (суммарная длина трещин, при-
152
ходящаяся на единицу площади разреза) на крыльях и в сво-
довой части при дифференцированных движениях ядра
(рис. 34, /) и в случае жесткого консолидированного ядра
(рис. 34.//). На рис. (34,///) показано распределение модуля
трещиноватости в Ухтинской структуре, характер которого
подтверждает предположение некоторых геологов о наличии
глубинных разломов, раздробивших ядро этой структуры на
блоки, испытавшие неодинаковые подвижки.
Глава IV
ВЛИЯНИЕ ВЕТРОВЫХ ВОЛН,
ПРИЛИВНО-ОТЛИВНЫХ ТЕЧЕНИЙ И КОЛЕБАНИИ
УРОВНЯ ВОДОЕМА НА ФОРМИРОВАНИЕ
СТРУКТУР
Рост структуры при одновременном осадконакоплении
и воздействии динамических экзогенных агентов
Серия, посвященная исследованию влияния экзогенных
факторов на растущую структуру, включала в себя 12 опытов.
Первоначальная глубина над сводом структуры составляла
5—6 см, а глубина, «а которой волна начинала воздействовать
на грунт, равнялась 2,5 см. Высота подъема ядра структуры
колебалась в пределах от 4 до 8 см. Скорость поднятия и ин-
тенсивность осадконакопления в одних случаях подбирались
такими, что полностью компенсировались абразией и структу-
ра все время оставалась под водой. В других случаях свод
структуры постепенно поднимался над уровнем воды. Луч
волны .в одних опытах имел постоянное направление, .в дру-
гих— регулярно смещался так, чтобы поддерживалось равен-
ство результатов работы волны противоположных направ-
лений.
В случае воздействия волн различных направлений на по-
падающие в сферу абразии части купола структуры седимен-
тация замедляется, так как некоторое количество песка пере-
ходит .во взвешенное состояние и уносится волнами. На крыль-
ях структуры, на глубинах, превышающих критическую глу-
бину воздействия волны, происходит аккумуляция продуктов
абразии. Количество аккумулируемого материала, приходя-
щееся на единицу площади, постепенно убывает от границы,
соответствующей критической глубине, в сторону периферии
структуры. Если принимать в расчет один только закон пло-
щадей, то количество материала должно убывать пропорцио-
нально расстоянию от зоны 'критических глубин. Добавляясь к
тому количеству осадков, которое равномерно поступало на
всю поверхность модели во время опыта, продукты абразии
153
создавали своеобразное распределение мощностей осадочных
толщ, формирующихся в этих условиях. От подошвы структу-
ры вверх по ее крыльям мощность слоев 'постепенно увеличи-
вается вплоть до некоторого пояса, соответствующего зоне, где
начинается абразия. Выше этого пояса вплоть до вершины
свода, наоборот, происходит убывание мощности слоев. Если
вершина не поднялась над поверхностью воды, то в резуль-
тате совместного воздействия седиментации и переотложения
осадков волнением структура получает сундучную форму; вер-
шина ее уплощена, а на краях абразионных платформ
создаются флексуровидные изгибы слоев.
Учитывая, что свод Ухтинской структуры разрушен и что
имеются достоверные данные о строении лишь нижней поло-
вины ее крыльев, для объяснения ее особенностей можно ис-
пользовать не только гипотезу об инверсионном развитии, но
и гипотезу конседиментационного унаследованного развития
в условиях, характеризующихся воздействием экзогенных
факторов, в частности ветровых волн на распределение
осадков.
В опытах были сделаны попытки получения геологического
разреза, сходного с разрезом Ухтинской складки. Для этого
два нижних слоя осадков аккумулировались в таких условиях,
когда купол структуры находился в сфере действия волн, на-
правленных с разных сторон. Затем структура была перекры-
та двумя слоями осадков при повышенном уровне воды в бас-
сейне, так что глубина на своде была больше критической и
волнение не могло воздействовать на песок. В двух нижних
горизонтах заметно увеличение мощности осадков от основа-
ния крыльев по направлению к своду вплоть до некоторой
зоны, определяющейся положением пояса критических глу-
бин; на самом своде мощность резко уменьшается.
Мощность двух верхних облекающих слоев постепенно
убывает на крыльях от подошвы к своду; однако на самом
своде, где нижние обработанные абразией слои залегают
почти горизонтально, мощность увеличивается и приближает-
ся к нормальной, характерной для ненарушенных поднятием
участков, дна. В случае срезания денудационными процессами
купола структуры до кровли нижнего слоя, разрез структуры,
созданной в лаборатории, будет напоминать разрез Ухтинской
складки. Таким образом, вместо гипотезы о смене знаков тек-
тонических движений можно с неменьшей степенью достовер-
ности предполагать, что структура вначале формировалась в
условиях бассейна, где происходило активное воздействие
волнения на ее сводовую часть, а затем по некоторым причи-
нам (увеличение глубины моря, ослабление волнения из-за
того, что залив стал менее открытым и т. п.) создались более
спокойные условия для осадконакопления на куполе струк-
туры.
154
Используя закономерно-
сти, установленные в резуль-
тате описанного выше опыта,
мы сделали попытку восста-
новить полный разрез Ухтин-
ской складки (рис. 35), счи-
тая, что развитие этой струк-
туры не проходило стадии
синклинали.
Перейдем теперь к описа-
нию других случаев, иссле-
дование которых производи-
лось в данной серии опытов.
Если направление волн,
подходящих к затопленной
отмели (банке), преимуще-
ственно одностороннее, то с
наветренной стороны преоб-
ладает абразия, а с противо-
положной — аккумуляция.
Этот процесс способствует
развитию асимметричной
структуры с выположенным
сводом. Ход изменения мощ-
ностей на различных крыль-
ях может быть совершенно
противоположным. На крыле
наветренной части структу-
ры мощность в общем убы-
вает от подошвы к вершине,
немного увеличиваясь у
края абразионной платфор-
мы. На подветренном крыле
мощность возрастает от по-
дошвы и почти до вершины
купола.
В тех случаях, когда глу-
бина над куполом структуры
становится меньше высоты
волны и поперечник отмели
расширяется до нескольких
километров или нескольких
десятков километров, волны
ограничивают свою абрази-
онную деятельность размы-
вом периферии отмели и
часть продуктов абразии
отктадывают на самой отме-
155
ли. В зоне наиболее активной абразии образуется кольцующее
банку углубление, рядом с которым возникают аккумулятив-
ные бары. Этот процесс своеобразно отражается в разрезе
структуры, являясь причиной местного увеличения мощности
на вершине свода структуры и пережима слоев в зоне наибо-
лее активной абразии.
Абразионно-аккумулятивные формы, возникающие на по-
верхности банки под воздействием .волнения, вообще довольно
Рис 36. Абразионная борозда и аккумулятивные формы на под-
нимающейся структуре
разнообразны и в случае их захоронения они более или менее
•существенно влияют на местные изменения мощности слоев
структуры. Для того чтобы эти формы зафиксировались в раз-
резе, требуются быстрые изменения уровня моря. В качестве
примера приведем результаты одного из опытов, в начальном
этапе которого глубина на своде структуры была меньше вы-
соты волны. Под воздействием волнения началось образова-
ние глубокой абразионной ложбины, приуроченной к зоне
забурунирования волн (рис. 36). В пределах этой ложбины
отмечались максимальные скорости движения песчинок. Ча-
стично песок перемещался вдоль по ложбине и аккумулиро-
вался у ее концов. Другая часть материала выносилась прямо
из центральной части ложбины за борта и преимущественно
отлагалась за ее внутренним (обращенным к своду) краем.
Таким образом, рядом с абразионной формой возникает под-
156
понижение, которое, если
Рис. 37. План полученного в лабо-
ратории бара (I) и острова Тюле-
ний (II)
водное аккумулятивное образование типа бара. Центральная
часть последнего более низкая по сравнению с краевыми его
частями, что связано с деятельностью течений в абразионной
ложбине. На поверхности купола, окруженной подводным
баром, образуется относителын
произойдет регрессия бассейна,
превращается в лагуну. Абра-
зионная ложбина обычно посте-
пенно расширяется за счет не-
которого уменьшения относи-
тельной глубины. При измене-
нии уровня бассейна происхо-
дит образование новой абрази-
онной ложбины и корреспонди-
рующих ей аккумулятивных ба-
ров, привязанных к новой бере-
говой полосе.
Следует отметить, что фор-
ма баров, полученных в лабо-
ратории на своде структур,
примерно такая же, как и у
береговых баров, развитых на
ракушечно-песчаных островах
северного Каспия (рис. 37).
Учитывая результаты исследо-
ваний О. К. Леонтьева (1957)
и В. П. Мирошниченко (1957),
установивших связь мелковод-
ных банок и островов северного
Каспия с погребенными струк-
турами кряжа Карпинского,
можно считать, что существова-
ние подобных форм морского
рельефа служит геоморфологи-
ческим индикатором активных
тектонических структур на под-
водном склоне.
Эксперименты показали, что аккумулятивно-абразионные
формы в случае их захоронения оказывают влияние на мест-
ные изменения мощности не только синхронной с ними осадоч-
ной толщи, но и вышележащего облегающего слоя, в пределах
которого наблюдается некоторое убывание мощности над вы-
ступами кровли нижележащего пласта. При поднятии уровня
моря надводные, аккумулятивные формы под воздействием
волн сглаживаются частично или полностью. Однако при этом
подводная часть аккумулятивной формы сохраняется. Благо-
даря последнему обстоятельству, после существенного повы-
шения уровня, на своде структуры можно было видеть в раз-
157
резе очертания захороненных аккумулятивных форм. Перехо-
дя к натурным данным, следует отметить, что на Каспийском
море описаны древние аккумулятивные формы в районе Крас-
новодского полуострова и Кара-Богазских кос, ныне погребен-
ных под более поздними осадками. Так, например, древний бар
хазарского возраста имеет длину около 100 км и мощность
осадков 20—25 м. В свою очередь хазарские осадки в районе
Кара-Богазских кос перекрывают более древнюю косу акча-
гыльского возраста, сложенную ракушечными известняками
и карбонатными оолитовыми осадками (Леонтьев, 1959; Леон-
тьев, Мякокин, Никифоров, 1960).
Характерно, что мощность аккумулятивных форм в их
подводной части в несколько раз больше, чем в надводной.
Например, островной бар Огурчинский на Каспии ниже уреза
имеет мощность осадков не менее 15—20 м, а над уровнем
моря возвышаются перевеянные холмы и гряды высотой толь-
ко лишь до 5 л (Никифоров, 1964). Кроме того, часто обра-
зуются аккумулятивные формы, находящиеся полностью под
водой и имеющие значительные мощности осадков, слагающих
эти формы (Леонтьев, 1963). Таким образом, местные измене-
ния мощности за счет погребенных аккумулятивных и абрази-
онных форм могут достигать значительных величин. Это
необходимо учитывать при проведении структурно-геологиче-
ской съемки; изменения мощности на своде структуры за
счет возникновения форм рельефа дна могут ввести в заблуж-
дение исследователя и привести к неверным выводам. Мест-
ные изменения мощностей на своде и крыльях можно принять
за вторичные структурные формы, осложняющие основную
структуру, складки течения или складки, возникающие при
других видах тектонических деформаций. В связи с этим
структурную съемку нужно сверять с данными фациального и
палеогеографического анализа слоев, слагающих изучаемую
структуру.
Для понимания отдельных деталей строения структур имеет
значение вопрос о механизме выхода свода структуры над
уровнем моря. Экспериментальные исследования показали,
что при постоянном уровне и медленном поднятии свода струк-
туры, последний может оставаться под водой очень длитель-
ное время, так как по мере роста будет постепенно срезаться
волнением. Структура может показаться над уровнем моря,
когда размер отмели станет настолько велик, что волны, про-
ходя через нее, потеряют большую часть энергии и произведут
аккумуляцию на вершине купола. Несомненно, что в отдель-
ных случаях на превращение подводной отмели в остров ока-
зывают 'Влияние такие факторы, как очень большая скорость
поднятия, ослабление интенсивности волнения и быстрое сни-
жение уровня моря. Однако в общем случае следует учиты-
вать возможность длительной задержки вершины поднимаю-
158
щейся структуры «а топографическом уровне, соответствую-
щем критической глубине воздействия волнения.
Для определения влияния неравномерной интенсивности
седиментации в различных частях структуры на ее строение
была выполнена небольшая серия экспериментов, состоящая
из 3 опытов. Во время поднятия структуры подача песка на
одно из ее крыльев поддерживалась вдвое большей, чем на
Рис. 38. Разрез положительной структуры, подвергавшейся в период
роста воздействию приливо-отливных течений
другое крыло. Воспроизведены были унаследованная и обра-
щенная структуры с амплитудой изменения отметок купола до
8 см. В обоих случаях структура получила асимметричную
форму; крыло, на которое поступало больше осадков, образо-
валось более пологим. Весьма искусственный прием воспроиз-
ведения неравномерности седиментации позволяет получить
лишь общее представление о возможных изменениях строения
структуры при увеличении интенсивности поступления нано-
сов с одной из сторон. Поскольку в прибрежных зонах нередко
функционируют мощные потоки наносов, следует еще раз под-
черкнуть важность применения палеогеографического и фаци-
ального анализов при структурной съемке. Структуры, попав-
шие в сферу действия мощных односторонних вдольбереговых
потоков наносов, получат асимметрию одинакового характера,
159
что может создать ложное впечатление о наличии тектониче-
ской причины, вызвавшей завал осей складок в едином на-
правлении.
Серия из 6 опытов была посвящена исследованию влияния
приливно-отливных течений на строение структур. Период
приливной волны составлял 6 мин и, при продолжительности
каждого опыта от 2 до 4 час, растущие на дне структуры под-
вергались воздействию нескольких десятков приливных и от-
ливных волн. В условиях опыта приливные и отливные тече-
ния с одинаковой интенсивностью размывали вершину купола.
Продукты смыва оседали на склонах, причем мощность акку-
мулятивной толщи на склоне убывала в сторону подошвы
складки. В конечном счете, деятельность приливно-отливных
течений оставляет в разрезе структуры следы, сходные с ре-
зультатами деятельности ветрового волнения: вершина свода
уплощается, общая мощность осадочной толщи на вершине
уменьшена, на крыльях структуры в отдельных слоях нередко
наблюдается местное увеличение мощности от подошвы вверх
вплоть до зоны размыва. При достаточно интенсивном размы-
ве и малой скорости поднятия приливно-отливные течения
также могут значительно задержать рост структуры в высоту,
сильно сглаживая ее свод (рис. 38).
Следует заметить, что волны приливов и отливов пред-
ставляют собой так называемые волны перемещения, воздей-
ствующие на всю толщу воды в бассейне. Поэтому в проливах,
где скорости этих течений достигают значительных величин,
их влияние на структуры сказывается на глубинах значитель-
но больших, чем критическая глубина воздействия ветровых
волн.
Рост структур на подводном склоне при чередующихся
трансгрессиях и регрессиях бассейна
В предыдущих сериях опытов структуры росли на горизон-
тальном дне бассейна, уровень которого обычно сохранялся
постоянным. Наличие первичного уклона пластов и колеба-
ния уровня моря, особенно если вершина антиклинали време-
нами появляется над поверхностью воды, оказывают большое
влияние на строение осадочной толщи структуры.
Опыты выполнялись в большом волновом бассейне
(см. гл. I); волнопродуктор занимал постоянное положение,
так что луч волны был нормальным к линии берега; высота
волны составляла 2—2,5 см, а длина — от 20 до 30 см.
Вначале было проведено исследование процессов дефор-
мации берегового склона под влиянием волн в условиях мед-
ленно протекающих регрессий и трансгрессий бассейна при
отсутствии локальных тектонических подвижек. Последованию
подвергались два склона различной крутизны: 5 и 15". Во всех
160
опытах осуществлялся следующий режим уровней бассейна:
модель затоплялась вначале до максимальной отметки и уро-
вень в этом положении поддерживался постоянным в течение
часа, затем производилось равномерное снижение уровня во-
ды, длившееся 5—6 час, при достижении минимальной отмет-
ки уровень на один час стабилизировался и потом поднимал-
ся вплоть до исходной отметки с такой же скоростью, как и
опускался. Таких циклов колебаний уровней воспроизводилось
от 2 до 4. При всех положениях уровня волнопродуктор рабо-
тал безостановочно и вся поверхность склона в зоне периоди-
ческой осушки последовательно и неоднократно обрабатыва-
лась волнением. Ширина зоны осушки составляла 100 см на
пологом склоне и 70 см на крутом.
Вначале остановимся на описании процессов деформации
пологого склона. В зоне активной абразии часть песка, приве-
денного в движение волнением, перемещалась вверх по скло-
ну, а часть вниз по склону. Объем материала, перемещающе-
гося вверх по склону, в условиях опытов достигал такой же
величины, что и объем материала, перемещающегося в проти-
воположном направлении. Перемещение происходило на не-
большие расстояния; песок оседал в виде аккумулятивных
форм (валы и бары) в береговой полосе, а также аккумули-
ровался на подводном склоне ниже зоны абразии. Поскольку,
вследствие колебаний уровня воды, фокус абразии изменял
свое положение на склоне, результаты работы волн в основном
сводились к переотложению продуктов размыва, аккумулиро-
вавшихся в течение предыдущей стадии уровенного цикла.
Однако некоторое количество материала из зоны осушки все
же удалялось, так как определенный объем песка оставался в
аккумулятивных формах прибрежного 'рельефа на урезе мак-
симального уровня воды, а часть песка переносилась вниз по
склону до глубин, превосходящих критическую глубину абра-
зии при минимальных уровнях бассейна.
В результате работы волн в течение нескольких регрессий
и трансгрессий отметки поверхности склона в зоне осушки
несколько снижаются, а его первоначально прямой профиль
становится слабо вогнутым. На рис. 39,/ показана схема из-
менения профиля склона. Для наглядности мощность абрази-
онного среза на рисунке относительно увеличена. В действи-
тельности она не превосходила нескольких миллиметров и
поэтому не могла быть выражена в масштабе профиля.
На фоне общих деформаций склона в зоне осушки наблю-
даются локальные деформации, связанные с образованием
форм рельефа дна в прибрежной полосе бассейна и их дина-
микой при колебаниях уровня. Эти процессы оказывают боль-
шое влияние на строение регрессивных и трансгрессивных
серий осадков. Как уже отмечалось выше, при абразии песча-
ного склона в зоне забурунивания волн возникает параллель-
161
ная линии берега абразионная ложбина и сопряженный с ней
аккумулятивный вал (бар). Эта морфологическая пара при
стабильном уровне бассейна очень медленно перемещалась
в сторону берега, причем последний также отступал.
При трансгрессии абразионная ложбина и бар перемеща-
лись с такой же быстротой, как и урез берега. Таким образом,
перемешивалась вся толща осадков на глубину, равную глу-
бине абразионной ложбины. В результате такого «перелопа-
Рис. 39. Деформации береговых склонов крутизной 5° (I) и 15°
(II) в результате абразии и аккумуляции при переменном уровне
водоема:
I — первоначальный профиль склона; 2 —профиль к концу опыта
чивания» слой осадков трансгрессивной серии в условиях
опыта получал однородный гранулометрический состав. Было
взято много проб этой толщи и выполнено много анализов, но
определенных тенденций в изменениях крупности осадков по1
глубине разреза и по длине склона в пределах зоны осушки не
было обнаружено. Следует подчеркнуть, что данные опыты
выполнялись без воспроизведения одновременного осадкона-
копления и поэтому их результаты нельзя безоговорочно пере-
носить в натуру.
При регрессии бассейна абразионно-аккумулятивные фор-
мы рельефа также возникали в прибрежной полосе и обычно
были более мощными, чем при трансгрессии. На первый взгляд
казалось, что эти формы, так же как и при трансгрессии,
автоматически следуют за перемещением берегового уреза.
Однако обнаружилось, что каждая из аккумулятивных форм,
несмотря на отступание бассейна, стремиться перемещаться в
сторону берега, к которому она, в конечном счете, причленяет-
ся. Взамен баров, вошедших в состав берега, в прибрежной
зоне бассейна возникают новые ложбины и валы. В условиях
162
опытов образование этих форм иногда запаздывало и тогда
береговой склон временно имел ровную поверхность без лож-
бин и валов.
На склоне крутизной 15° приведенный в движение волна-
ми песок в основном перемещался вниз. Процессы абразии
развивались гораздо интенсивнее, чем на отлогом склоне, а
поступление продуктов абразии с вышележащих частей скло-
на было настолько обильным, что нижняя половина зоны осуш-
ки покрывалась аккумулятивной толщей; в общем профиль
склона стал более пологим (рис. 39,//). Для форм берегового
рельефа характерно образование клифа, как в стадию транс-
грессии, а также возникновение низкой аккумулятивной под-
водной гряды на некотором расстоянии от берега, перемещаю-
щейся вместе с урезом воды.
В общем регрессии и трансгрессии моря способствуют не-
которому увеличению мощности отложений вниз по склону.
Это увеличение мощности может быть существенным лишь при
достаточно крутых уклонах поверхности, обеспечивающих
интенсивную абразию. Возвращаясь к обсуждавшемуся в пре-
дыдущей главе вопросу о возможности компенсации осадками
очень пологих прогибов типа платформенных структур, мы
снова приходим к выводу, что реальные возможности такой
компенсации очень ограничены.
Волновая переработка покровной толщи отложений сопро-
вождается уничтожением большинства аккумулятивно-абра-
зионных форм рельефа, образовавшихся в предыдущую ста-
дию уровенного режима. Захоронение «древних» форм проис-
ходит главным образом в местах, защищенных от интенсив-
ного воздействия волн. Вероятность захоронения зависит еще
от скорости изменения уровня воды в бассейне и от размеров
самих форм.
Рост локальных структур, имеющих форму, в плане анало-
гичную Седьельской антиклинали, воспроизводился на склоне
крутизной 5 и 15°, сначала в условиях спокойной водной
среды, а затем при колебаниях уровня бассейна и работе вол-
нения. Структуры располагались как в верхней, так и в ниж-
ней половине зоны осушки.
Опыты в спокойной воде показали, что строение осадочной
толщи, слагающей поднимающуюся структуру, находится в
явной зависимости от первичного падения слоев. Вершина
свода структуры смещается в сторону общего падения пла-
стов, а на крыле структуры, обращенном в эту сторону, мощ-
ность осадочных слоев меньше, чем на противоположном кры-
ле, обращенном против общего первичного падения В дан-
ном случае полностью подтвердились положения В. В. Белоу-
сова относительно возможности региональных изменений
мощности евнт в зависимости от характера первичного их
залегания.
163
Миграция материала на склоне, вызванная волнением и
колебаниями уровня бассейна, привела к более значительным
изменениям в строении структур. Общая схема этих измене-
ний следующая:
в условиях крутого подводного склона абразия уничтожала
часть вершины поднимающегося свода, а ее продукты акку-
мулировались на мористом крыле структуры, вследствие чего
вершина свода смешалась в сторону моря;
в условиях пологого склона аккумуляция наносов проис-
ходила на крыле структуры, обращенном к берегу, что повлек-
ло за собой наклон оси свода в сторону берега.
Деталью этих процессов является возникновение больших
аккумулятивных форм подводного рельефа — баров. В усло-
виях пологого склона бар располагается на обращенной к бе-
регу периклинали положительной структуры, в условиях кру-
того склона — на мористом крыле. В обоих случаях размеры
баров (в плане) превышали величину поперечника структуры.
Их дистальные окончания выходили за пределы области нару-
шенных локальными тектоническими движениями слоев. Здесь
возникали участки, где наклон кровли пластов создавался не
поднятием, а неравномерной мощностью слоев осадков. При
прочих равных условиях размеры баров были тем больше, чем
выше поднимался купол структуры.
Следует заметить, что в лаборатории воспроизводилась в
основном поперечная миграция наносов к береговой линии.
В натуре на образование аккумулятивных форм рельефа дна
большое влияние оказывает, наряду с поперечным, также и
продольное перемещение наносов. В зависимости от направ-
ления, мощности и постоянства вдольбереговых потоков нано-
сов они могут вызвать различные изменения в форме баров и
в их расположении относительно структур. Тем не менее со-
временные и погребенные бары могут быть геоморфологиче-
скими индикаторами при поисках нефтеносных и газоносных
структур на морском мелководье (Леонтьев, Никифоров,
1965а, 1966; Никифоров, Лукьянова, 1967; Никифоров, Самой-
лова, 1967, а, б).
В мелководных платформенных морях при различной кон-
фигурации берегов возникали благоприятные условия не толь-
ко для возникновения аккумулятивных форм типа баров, но
и для широкого развития кос. Структурные образования, фор-
мировавшиеся в мелководной зоне древних морей, в подавляю-
щем большинстве случаев изменяли направления древних по-
токов наносов и вызывали мощное накопление рыхлого мате-
риала на сводах растущих структур. Древние косы не только
полностью перекрывали свод структуры, вызывая значитель-
ное увеличение мощностей, но и распространялись по перифе-
рии структурной зоны. Это положение может быть подтверж-
164
дено многочисленными примерами. Так, на Каспийском, Чер-
ном, Балтийском и других морях имеются такие крупные
косы, как Чушка, Краснсводская, Куршю-Нериц .и т. д. Длина
указанных форм колеблется от 40 до 70 км, а ширина состав-
ляет 10—15 км. Нетрудно себе представить, что аккумулятив-
ные формы подобных размеров могут полностью перекрыть не
только структуры такого размера, как Седьельская, но и го-
раздо более крупные.
В случае погребения структур аккумулятивными косами
в геологическом разрезе будет наблюдаться значительное уве-
личение мощности осадочной толщи на куполе структуры.
Следует отметить, что в этом случае при проведении фациаль-
ного анализа нужно учитывать особенность строения кос.
Косы обычно сложены примерно одинаковыми осадками, уве-
личение крупности которых происходит только в районе пита-
ния, т. е. близ проксимальной части косы, и в дистальной
части в результате сепарации наносов по гидравлической круп-
ности. Таким образом, в зависимости от соотношения положе-
ния структуры и какой-либо части косы (проксимальной,
серединной или дистальной) будет отмечаться иная крупность
наносов.
В настоящее время различные аномалии в строении кос,
по-видимому, в большинстве случаев связаны со структурными
особенностями побережья. В некоторых случаях, например,
отмечаются незакономерные увеличения ширины кос, причем
эти участки генетически не связаны с современным развитием
косы. Часто встречаются случаи резкого изменения направ-
ления роста береговых валов и целых генераций кос. Так, в
Каспийском море Южно-Челекенская коса в корневой своей
части имеет аномальное увеличение ширины, причем объяс-
нить этот факт с генетической точки зрения не представлялось
возможным. При подробном изучении данного участка оказа-
лось, что в его основе располагаются остатки наиболее древ-
них береговых валов, образование которых было приурочено
к самым первым этапам существования косы. Впоследствии
большая часть древней формы была размыта и сохранился
только небольшой участок, который затем явился центром
дальнейшей аккумуляции наносов. Сохранение упомянутого
реликта косы, как оказалось, связано с существованием в этом
месте свода погребенной структуры, выявленной геофизиче-
скими методами. Примерно такая же картина отмечается в
дистальной части Красноводской косы, однако существующие
скудные геофизические данные не показывают в данном месте
какой-либо антиклинальной складки. Несмотря на это, можно
рассчитывать, чдо при более тщательных геофизических ра-
ботах в данном районе будет обнаружена погребенная текто-
ническая структура. Большим разнообразием в строении отли-
чается так называемая Килязинская коса (западный берег
11 Зак. юз
165
Каспия), которая представляет собой сложную аккумулятив-
ную форму типа томболо (аккумулятивная форма блокировки,
созданная при продольном перемещении наносов). Ширина
основания данной аккумулятивной формы почти в два раза
превосходит ее длину, чем и отличается указанное образова-
ние от других известных примеров. Отмеченная особенность
строения Килязинской косы связана с существованием одно-
именной антиклинальной структуры.
Проведенные .исследования позволяют высказать следую-
щие соображения по вопросу о причинах, вызвавших сложные
изменения мощностей в осадочных толщах, слагающих Седь-
ельскую структуру. Не вызывает сомнения, что на строение
структуры оказали большое влияние волновые процессы в
верхнедевонских морях и колебания уровней этих морей.
С этим фактором связано некоторое смещение складки в сто-
рону берега, так как волновые процессы оказывали влияние
на структуру в условиях ее роста на отлогом подводном скло-
не. Увеличение мощностей в пределах купола структуры
вызвано образованием древних аккумулятивных форм типа
баров. Утолщение слоя осадков ветласянской свиты на своде
структуры на 34 м свидетельствует о наибольшем размахе
аккумулятивных процессов в указанное время. Образование
баров происходило за счет размыва мористого крыла анти-
клинали, что четко прослеживается на приложенных про-
филях.
В верхнем девоне рост Седьельской структуры сопровож-
дался непрерывным нарастанием трансгрессии, а регрессив-
ный период, после верхнего девона, занял очень короткий про-
межуток времени. Поднятие верхнедевонского моря шло бы-
стрее. чем рост структуры, в результате чего глубина над
сводом структуры изменялась от 5 до 30—40 м.
Таким образом, максимальная глубина бассейна в районе
развития Седьельской структуры не превышала 40 м. Средняя
высота штормовых волн древнего моря равнялась примерно
5—6 я. Ориентировка древнего подводного бара в плане, вен-
чавшего свод Седьельской структуры в ветласянское время,
позволяет определить волновую равнодействующую, а следо-
вательно, и основное направление ветров в верхнедевоиское
время.
Вполне вероятно, что увеличение мощностей осадков вет-
ласянской свиты Седьельской структуры связано с образова-
нием косы. Однако в настоящее время из-за небольшого ко-
личества фактического материала отдать предпочтение уча-
стию продольного или поперечного перемещения наносов в
процессе ее формирования не представляется возможным.
Важно одно, что изменения мощностей осадочных слоев на
Седьельской структуре несомненно связаны с воздействием
морских экзогенных факторов.
166
Глава V
ПЕРЕФОРМИРОВАНИЯ БУХТОВОГО
АБРАЗИОННОГО БЕРЕГА
Цель исследований и схема экспериментальных работ
В опытах предыдущих серий работа волн исследовалась в
таких условиях, когда первичная форма береговой линии бы-
ла прямолинейной. Чтобы получить общее представление о
характере изменений динамики рельефа зоны шельфа, вноси-
мых неровностями береговой линии, выполнена небольшая
серия опытов с .моделью бухтового берега. Проверка данных
опытов в натуре производилась на Цимлянском, Волгоград-
ском и Куйбышевском водохранилищах. При заполнении чаш
водохранилищ, в результате затопления балок и долин прито-
ков, образуется много заливов разной формы и величины. Все
они под влиянием абразии и вдольбереговых потоков наносов
быстро переформируются. Если берега сложены мало устой-
чивыми против абразии породами (пески, лёссы), то образу-
ются мощные потоки наносов и нередко в течение всего лишь
нескольких лет бухта превращается в лагуну.
Опыты производились в большом волновом бассейне. Вы-
сота волны составляла 1,5—2,0 см, длина —около 40 см. Угол
подхода луча волны к общему направлению береговой линии
изменялся от 45 до 90°. Подводный береговой склон имел кру-
тизну 5° и был сложен песком крупностью 0,25 мм.
Бухты, воспроизводившиеся на модели, имели в различных
опытах неодинаковую форму в плане, треугольную (длина
180 см, ширина в устье 90 см), закрытую (акватория в устье
сужена до 40 см) и открытую (ширина в устье соразмерна с
длиной).
Для определения направления течений, возникающих в
донных слоях воды во время волнения, на дне бухт распола-
гались правильными рядами кучки окрашенного песка. Окра-
шенный песок, приходя в движение, оставлял на белом песча-
ном дне модели отчетливые следы.
Было исследовано 15 естественных бухт. В основном это
бухты, используемые как убежища во время штормов, благо-
даря чему на их внешних рейдах и акваториях производятся
более или менее регулярные промеры глубин, позволяющие
судить о деформации рельефа дна. Для каждой из бухт про-
изведено сопоставление планов, снятых в разные сроки, опре-
деление объемов деформаций за время, прошедшее между
съемками, подсчет энергии волнения и определение положе-
ния ее наносодвижущей составляющей. Все указанные под-
счеты были выполнены Г. Г. Карасевой и М. Н. Митяковой,
сотрудниками ЦНИПЭВТа, в содружестве с которыми произ-
водилось исследование заносимости портов-убежищ на водо-
хранилищах.
11
167
При вычислении объемов деформаций применялся метод
средних отметок. Вначале акватория и рейд разбивались на
10—20 секторов. В пределах каждого из них производилось
предварительное определение знака и величины деформаций.
В зависимости от результатов предварительного определения
каждый сектор делился на три или большее число блоков. По
завершении разбивки вычислялась средняя отметка дна в
пределах каждого блока, взятая в 30 точках, распределенных,
по возможности, равномерно. Разница средних отметок дна
по одноименным блокам на сравниваемых двух планах, умно-
женная на площадь этих блоков, составляла объем местных
деформаций. На основании данных таких определений состав-
лялись схемы деформаций и вычислялись модули аккумуля-
ции (объем наноса в л£3 за годна площади 1 га). Последние
использованные съемки относились к 1965 г. Если количество
съемок было достаточным, то деформации определялись по
этапам (трех- или пятилетним периодом). В других случаях
приходилось ограничиваться определением суммарных дефор-
маций за период, прошедший со времени заполнения водо-
хранилища до даты последних промеров глубин. Если в бух-
те производилось землечерпание, то его объем при определе-
нии модуля аккумуляции также учитывался.
Подсчеты энергии волнения (Е) и ее 'Наносодвижущей со-
ставляющей Еп вдоль берега производились по известным
формулам:
r~ X/;2
£ =—«р-
Еп = Ecosa,
где X — длина и h — высота волны; о — угол, составленный
лучем волны с генерализованным направлением береговой
линии,; g — ускорение силы тяжести; р — плотность воды.
В некоторых пунктах, где не производилось волномерных
наблюдений, для определения параметров волн использова-
лись приведенные к многолетнему ряду данные о ветре
ближайшей метеостанции. Расчет выполнялся по номограм-
мам А. П. Браславского. Точка, к которой сводились линии
профилей дна, выбиралась на середине устьевого створа
бухты.
При исследованиях выделялись два основных случая: луч
волны подходит нормально к береговой линии, доминирует
поперечное к береговой линии перемещение наносов, вдольбе-
реговой поток наносов не развит; луч волны подходит к бере-
гу под углом, отличным от прямого, развивается вдольбере-
говое перемещение наносов.
168
Результаты опытов
Есчи луч волны подходит по нормали к генерализирован-
ной линии берега и, кроме того, устье бухты защищено от
вдольбереговых потоков, то в ее акватории могут аккумули-
роваться только продукты абразии подводного берегового
склона против устья и берега в районе ограничивающих вход
мысов. Следовательно, в этом случае можно наблюдать почти
Рис. 40. Схемы переформирований бухт:
1 — господствующее направление луча волны; 2 — направление
вдольбереговых потоков наносов и циркуляционных течений; 3 —
участки абразии и эрозии; 4 — участки аккумуляции наносов
в чистом виде эффект поперечного перемещения наносов вол-
нением.
В лаборатории опыты с нормальным подходом луча волны
производились при v-образной форме залива (рис. 40,/).
Вначале по всей береговой линии бухты наблюдалась абра-
зия и образование клифа с полоской бенча возле его основа-
ния. Продукты абразии подводного склона лишь частично (по
данным подсчетов на объектах в натуре менее 50%) оседают
в акватории бухты, постепенно .начиная формировать бар. Бо-
лее существенным источником поступления в бухту наносов
являются продукты абразии мысов, ограничивающих вход. От
мысов в сторону куга бухты направляются местные вдольбе-
реговые потоки наносов. В кутовой части акватории формиру-
169
ются пляжи и абразия берега здесь быстро прекращается.
По мере того как растет бар на входе в бухту, убывает высо-
та волны в ее акватории и это сказывается на транспортирую-
щей способности местных вдольбереговых течений. Возле обо-
их берегов на некотором расстоянии от устья возникают
косы, дистальные концы которых стремятся к соединению друг
с другом.
Некоторое время между концами кос существует ложбина,
глубина которой 'поддерживается выходящим из бухты дон-
ным течением. Несмотря на размывающую деятельность по-
следнего, во всех опытах наблюдалось соединение дистальных
концов кос, которые совместно с растущим у входа баром
формируют пересыпь, постепенно1 поднимающуюся над уров-
нем воды. Бухта превращается в лагуну, а отшнуровывающая
ее пересыпь образует так называемую береговую аккумуля-
тивную дугу, плавно изогнутую.
В одной из бухт, которые исследовались в натуре, было
обнаружено постепенное углубление дна по осевой линии
акватории. Это явление наблюдалось в порту — убежище По-
повское на Цимлянском водохранилище. Данная бухта пред-
ставляет собой воронковидный эстуарий р. Поповки, выте-
кающей из Темасовского пруда. Вода речки не содержит на-
носов и это способствует эрозионным процессам в эстуарии.
Воронка эстуария открыта на восток, против направления гос-
подствующих ветров, что является причиной интенсивных
сгонно-нагонных явлений.
Сопоставление съемок за 1961 и 1964 гг. показало, что
подводный склон на внешнем рейде интенсивно абрадируется.
Здесь за 3 года удален объем грунта, равный 383 тыс. л/3.
Продукты абразии в основном вынесены в глубокие участки
водохранилища и только 64 тыс. м3 наносов осело в районе
устья, пополнив объем двух небольших кос, растущих у пра-
вого и левого берегов. На остальной внутренней акватории
бухты (кроме неширокой прерывистой полосы вдоль правого
берега) произошло за этот период заметное снижение отметок
дна, соответствующее 506 тыс. м3 удаленного грунта. Если
учесть, что возле причалов производилось землечерпание
124 тыс. л/3, то на долю естественной эрозии остается
382 тыс л;3, что соответствует модулю эрозии 773 м3га)год.
Трудно выяснить, насколько эстуарий Поповки может
быть типичным, так как углублению его дна способствовало
влияние лишенного наносов .потока, выходящего из пруда. Все
остальные бухты, где луч волны подходил нормально к линии
берега, интенсивно заносились, но они представляли собой
эстуарий речек, наносы которых сильно увеличивали объем
аккумуляции.
При косом подходе луча волны вдоль берега возникает
перемещение наносов, влияние которого па процесс перефор-
170
мировання бухты становится главным по сравнению с попе-
речным перемещением.
В открытых бухтах (рис. 40,//) при угле подхода луча
волны 45° наветренный берег во внутренней акватории в усло-
виях опыта абрадировался почти с такой же интенсивностью,
что и берега на внешнем рейде. Образовавшийся вдоль бере-
га «моря» мощный поток наносов пересекал устье бухты. При
этом у наветренного мыса возникла коса, дистальный конец
которой постепенно удлинялся, пока не закрыл входа в бухту,
образовав узкую серповидную пересыпь. Когда закончилось
формирование пересыпи, абразия подветренного берега во
внутренней акватории бухты прекратилась. Заметно ослабела
также абразия подветренного мыса, где у берегового клифа на
бенче появились аккумулятивные косы.
Косы, возникающие на внешнем рейде в зоне вдольбере-
гового потока наносов, имели широкую корневую часть и бы-
стро суживались к дистальному концу (на модели — от
80 см до 20 см). Последний обычно крючкообразно изгибал-
ся в сторону берега. Поверхность косы, почти плоская в кор-
невой части, становится выпуклой у дистального ее оконча-
ния. Мощность наносов, слагающих тело косы, в среднем
равнялась двойной высоты волны.
В пределах внутренней акватории, пока она еще не была
отшнурована от «моря», наблюдалось слабое пульсирующее
течение от наветренного к подветренному берегу, струи кото-
рого в кутовой части бухты были направлены против основ-
ного течения в «море». Существенного влияния на вышеопи-
санные переформирования бухты это течение в данном случае
не оказало.
В закрытой бухте, длина которой в несколько раз превос-
ходит ширину устья (рис. 40, III), возникающее во время
штормов внутри акватории циркуляционное течение стано-
вится существенным фактором формирования рельефа дна.
Выходящая из бухты ветвь этого течения препятствует обра-
зованию косы у наветренного мыса. Устьевая коса начинает
расти возле противоположного (подветренного) мыса, где
вдольбереговое «морское» течение раздваивается, причем
одна из ветвей продолжает свой путь вдоль берега, а вторая
направляется в бухту.
На протяжении всей входящей в бухту ветви циркуляци-
онного течения наблюдается аккумуляция наносов у берега
внутренней акватории. У противоположного берега, наоборот,
наблюдается эрозия, углубляющая дно возле основания бере-
гового откоса. Эрозию производит выходящая из бухты ветвь
циркуляционного течения. Удельная транспортирующая спо-
собность вдольберегового потока зависит не только от его
скорости и числа Рейнольдса, но и от кразитурбулентности,
возникающей вследствие орбитальных движений частиц воды
171
при волнении. Благодаря малой ширине акватории местная
ветровая волна в ней не развивается. Поскольку заходящая
из моря в бухту волна более или менее постепенно гасится на
ее протяжении, то по длине циркуляционной ветви, идущей от
устья к куту, квазитурбулентность убывает (что способствует
аккумуляции наносов), а по длине возвращающегося из бух-
ты в море течения квазитурбулентность возрастает, вызывая
эрозию.
Постепенный рост приустьевой косы приводит, в конечном
счете, так же как и в предыдущем случае, к формированию
пересыпи и превращению бухты в лагуну. Однако в течение
долгого времени возле наветренного мыса сохраняется глубо-
кая борозда и берег в районе этого мыса относительно интен-
сивно отступает в результате совместного воздействия абразии
и эрозии. Так как одновременно с этим у противоположного
берега растет коса, то вся устьевая часть бухты постепенно
поворачивается, ориентируясь против господствующего ветра.
Длинные и узкие бухты, формирующиеся под влиянием
одностороннего потока наносов, довольно часто можно встре-
тить на Куйбышевском и Волгоградском водохранилищах.
Такова, например, бухта Соляная балка, находящаяся на ле-
вом берегу водохранилища в 115 км от плотины. Здесь господ-
ствуют северные и западные ветры. Роза наносодвижущей со-
ставляющей показывает, что наносы должны подходить к
устью с севера. Сопоставление съемок 1961 и 1965 гг. пока-
зало, что у мыса, расположенного к югу от устья, энергично
формируется коса, растущая против течения Волги. В среднем
за год на поверхности косы откладывается слой наносов мощ-
ностью около 40 см. У противоположного мыса в устье проис-
ходит понижение дна порядка 0,1—0,2 м в год. Внутренняя
акватория Соляной балки постепенно заносится (объем акку-
муляции около 30 тыс. л!3 в год). При общей тенденции к
убыванию мощности слоя отложившихся наносов в сторону
кута наблюдается приуроченность аккумуляции преимущест-
венно к южной части акватории, тогда как вдоль северного
берега (по пути выходящей из бухты ветви течения) обнару-
жен размыв дна порядка 10—20 см в год.
В нескольких случаях обследованные бухты располагались
на участках побережья, где вдольбереговые потоки наносов
имели переменное направление, причем вероятность движения
в обоих направлениях была близкой (например. Краснояр-
ская бухта на Цимлянском водохранилище и Кирельская — на
Куйбышевском). В этих случаях приустьевые косы возникли
у обоих ограничивающих вход в бухту мысов, т. е. схема
формирования пересыпи создавалась примерно такая же. как
и в случае преобладающего поперечного движения наносов
(см. рис. 40, /).
Статистический анализ данных, полученных при исследо-
172
вании деформации рельефа бухт, показал, что величина моду-
ля аккумуляции (Л4) находится в прямой зависимости от
среднего многолетнего значения энергии волнения (£). Уточ-
нение типа зависимости произведено путем исследования тес-
ноты связи при различных значениях показателя степени в
выражении M=f(En). Коэффициент корреляции оказался
равным 0,43 при п=1; 0,72 при п=2 и 0,45 при « = 0,45. Полу-
ченные результаты говорят в пользу квадратичного типа зави-
симости.
В закрытых бухтах заметное влияние на величину модуля
аккумуляции оказывает относительная ширина входа. На мо-
дели постановка сооружении, сузивших устье вдвое, вызвала
снижение интенсивности аккумуляции во внутренней аквато-
рии в несколько раз. Расширение входа в бухту Камышин-
ского порта на Волгоградском водохранилище, выполненное
посредством срезки косы, явилось причиной увеличения моду-
ля аккумуляции приблизительно вдвое.
Проведенные исследования показали, что переформирова-
ния бухт .могут развиваться различными .путями в зависимости
от первичной конфигурации береговой линии и направления
ветра. К сожалению, остался не исследован вопрос о влиянии
глубины на интенсивность циркуляционных течений .в бухтах
и приведенные выше схемы формирования пересыпей нужно
еще считать частными случаями, тем более, что все объекты
исследований в натуре характеризуются легкой податливо-
стью абразии (лёссы, суглинки, пески), что способствовало
значительной насыщенности потоков наносов.
В больших морских заливах со сложным первичным рель-
ефом дна и берегов, при сравнительно медленных темпах аб-
разии, со сложным режимом волнения и приливно-отливными
течениями возможны различные типы геоморфологических ре-
жимов, которые еще подлежат исследованию.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
На строение разреза конседиментационных структур, рас-
тущих в условиях морского мелководья, оказывает влияние
большое количество факторов, из которых в лаборатории бы-
ли исследованы лишь главнейшие.
Из результатов проведенных опытов следует, что относи-
тельная мощность осадочной толщи на своде антиклинальной
структуры зависит от соотношения между сроками и темпами
поднятия « седиментации, от высоты поднятия, от характера
воздействия на поднимающуюся в море отмель волнения, те-
чений и других причин. Только при стечении особых обстоя-
тельств мощность может отражать инверсионный характер
развития структуры.
173
Сундучная форма складки может образоваться как в ре-
зультате вертикальных подвижек жесткого ядра структуры,
так и вследствие специфического режима абразионно-аккуму-
лятивных процессов. На смещение вершины и асимметрию
антиклинали, наряду с тангенциальными механическими воз-
действиями внутренних сил, существенное влияние могут ока-
зать первичный наклон пластов, односторонний поток наносов,
преобладающее направление волн и ряд других факторов,
обусловленных динамикой зоны шельфа.
В общем из результатов опытных работ следует, что ана-
лиз мощностей, в том виде как он применяется в настоящее
время большинством тектонистов, может привести к непра-
вильным представлениям о .причинах, вызвавших те или иные
особенности в строении разреза структур. Достоверность тек-
тонических схем сильно повысится, если при их составлении
будут тщательно учитывать данные палеогеографических ис-
следований.
Для геоморфологии морского дна представляет интерес то
обстоятельство, что характер абразионно-аккумулятивных
форм в зоне шельфа .в значительной степени зависит от ло-
кальных тектонических движений. С другой стороны, специ-
фические формы баров, кос и абразионных ложбин, возни-
кающие при взаимодействии эндогенных и экзогенных факто-
ров, могут быть геоморфологическими индикаторами актив-
ных локальных структур, что имеет большое значение при
поисках нефти и газа.
ЛИТЕРАТУРА
Авилов И. К. Мощность осадков и послеледниковая история Белого
моря. «Тр. Океаногр. ин-та», 1956, вып. 31.
Архангельский А. Д., Страхов Н. М. Геологическое строение
и история развития Черного моря. М., 1938.
Белоусов В. В. Основные вопросы геотектоники. М.. Изд-во АН
СССР, 1954.
Ботвинкина Л. Н. Слоистость осадочных пород. «Тр. Геол, пн-та»,
1962, вып. 59.
Гамаженко В. С. Опыт применения морских берегоукрепительных
сооружений. М., Машстройиздат, 1950.
Зверев С. М., Ковылин В. М., Удинцев Г. Б Мощность дон-
ных отложений в океане. Сб. «Современные осадки морей и океанов». М.,
Изд-во АН СССР, 1961.
3 е н к о в и ч В. И. Основы учения о развитии морских берегов. М.,
Изд-во АН СССР, 1962.
Куликов Н. Н. Осадкообразование в Карском море. Сб. «Современ-
ные осадки морей и океанов». М., Изд-во АН СССР? 1961.
Креме А. Я. Основные черты геологического строения Тнмано-Печор-
ской провинции и перспектива поисков богатых залежей нефти. Сб. «Гео-
логия нефти», 1958, № 10.
174
Калюжный В. А., Иванова К. П. Продуктивные отложения
среднего и верхнего девона Южного Тимана. «Тр. ВНИГРИ», 1959,
вып. 133.
Кленова М. В. Геология моря. М., 1948.
ЛеонтьевО. К. О происхождении некоторых островов северной ча-
сти Каспийского моря. «Тр. океаногр. комис. АН СССР», 1957, т. 2.
Леонтьев О. К- Некоторые закономерности формирования лагун-
ных побережий и их геологическое значение. «Геология и разведка», 1960,
№ 7.
Леонтьев О. К., Мяк ок ин В. С., Никифоров Л. Г. Унасле-
дованность береговых процессов на восточном побережье Каспийского
моря за четвертичное время. «Тр. КЮГЕ». Л., 1960, вып. 5.
ЛеонтьевО. К. Морская геология. Изд-во МГУ, 1963.
Леонтьев О. К., Никифоров Л. Г. Экспериментальные иссле-
дования взаимодействия эндогенных и морских экзогенных факторов на
примере моделирования Ухтинского платформенного поднятия. «Природа»,
1965 а, № 10.
Леонтьев О. К., Никифоров Л. Г. О причинах планетарного
распространения береговых баров в связи с вопросом об их происхожде-
нии. «Океанология», 1965 б, № 4.
Леонтьев О. К., Никифоров Л. Г. Экспериментальные иссле-
дования формирования береговых баров в условиях берегов поднятия.
«Тр. X сес. прибрежно-морскнх исслед.». Таллин, 1968.
Маккавеев Н. И., Хмелева Н. В. Лебедева Н. В.. Зан-
тов И. Р. Экспериментальная геоморфология, вып. 1. Изд-во МГУ, 1961.
Мирошниченко В. П. Схема тектоники мелководной зоны Кас-
пийского моря у Туркменского побережья. «Тр. лабор. аэрометодов АН
СССР», 1958, т. 6.
М и л а у ш к и н П. Ф. Газонефтяные месторождения Верхне-Ижемского
района Коми АССР. Автореф. канд. дисс. Л., 1955.
М и л а у ш к и н П. Ф. Некоторые новые данные о тектоническом
строении Верхне-Ижемского района Коми АССР. «Тр. ВНИГРИ», сб. геол.,
1956, № 2, вып. 95.
На л ивкин В. Д. Учение о фациях, т. I, 1958. М. — Л., Изд-во АН
СССР.
Николаев Н. И. Неотектоника и ее выражение в структуре и релье-
фе территории СССР. М., Госгеолтехиздат, 1962.
Никифоров Л. Г., Лукьянова С. А. Древние морские аккуму-
лятивные формы в пределах Самурско-Днвичинской низменности. «Вести.
Моск, ун-та», сер. геогр., 1967, № 2.
Никифоров Л. Г., Самойлова А. А. Экспериментальные иссле-
дования роста положительных тектонических структур на морском мелко-
водье. «Сов. геол.», 1967, № 7.
Никифоров Л. Г., Самойлова А. А. Некоторые результаты
экспериментальных структурно-геоморфологических исследований, прове-
денных в Гидрокорпусе МГУ. «Вести. Моск, ун-та», сер. геогр., 1967, № 6.
Никифоров Л. Г. К вопросу об условиях образования береговых
баров. «Океанология», 1964, № 4.
Оффман П. Е. Происхождение Тимана. «Тр. ГИН», 1961, вып. 58.
Р а з н и ц ы н В. А. О тектонике Тимана. «Тр. Ин-та геол. Коми филиа-
ла АН СССР», 1960, вып. 10.
Разницын В. А. О развитии крупных платформенных структур Ти-
ыано-Печорского края. «Тр. Ин-та геол. Коми филиала АН СССР», 1962,
вып. 2
Разницын В. А. Структура Южного Тимана и юго-западного При-
тиманья. «Тр. ин-та геол. Коми филиала АН СССР», вып. 2, 1962.
Ру хин Л. Б. Основы общей палеогеографии. М., Госгеолтехиздат,
1959.
Солнцев О. А., Кушнарева Т. И. Тимано-Печорская провинция.
«Тр. ВНИГРИ». Л., 1957, вып. 101.
175
Тихонович Н. Н. Структурные черты Тимано-Уральской провин-
ции «Сов. геол.», 1949, № 1.
Хайн В. Е. Диалектическое взаимодействие эндогенных и экзогенных
процессов как основа развития земной коры. Сб. «Жизнь земли». Изд-во
МГУ, 1961, № 1.
Чернов Г. А. Структура и перспектива нефтегазоносности Тимано-
Пайхойской провинции. «Тр. Ин-та геол Коми филиала АН СССР», 1960,
№ 10
Шипард Ф. Геология моря. М., ИЛ, 1951.
Яншин А. Л., Гарецкий Р. Г. Тектонический анализ мощностей.
Методы изучения тектонических структур, вып. 1. М-, Изд-во АН СССР,
1960.
I
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие 3
ФОРМИРОВАНИЕ МЕАНДР
Глава I. Общие особенности русловых процессов на излучинах и
методика их исследований (И. И. Маккавеев и Н. В. Хмелева) 7
Постановка проблемы . . 7
Общие сведения о меандрах 8
О происхождении меандр ...... 12
Некоторые особенности структуры потока на изгибе русла 17
Предшествующие работы по моделированию меандр 18
Оборудование модели . 19
Методика и состав опытов 22
Глава И. Свободные меандры (7/. И. Маккавеев, Н. В. Хмелева
и Гун Го-юань) . . . ... 25
Стадии образования меандр 25
Смещение меандр........................................30
Морфометрические особенности свободных меандр, связан-
ные с расходом воды и устойчивостью русла 36
Влияние механических побудителей и прямолинейных
устойчивых против эрозии берегов на развитие меандр 44
Влияние неравномерности стока на форму меандр ... 47
Влияние на развитие излучин концентрации наносов в по-
токе .... ..................50
Изменения в рисунке меандр, обнаруженные на некоторых
реках . 52
Глава III Врезанные меандры (И. В. Хмелева) 62
Постановка вопроса и схема опытов......................62
Опыт 1-й. Развитие врезанных меандр при медленном сни-
жении уровня приемного бассейна .... .67
Опыт 2-й. Меандры, формируемые при быстром снижении
уровня приемного бассейна........................... 70
Опыт 3-й. Влияние искусственного снижения высоты берега
на развитие меандр..................................75
Опыт 4-й. Динамика врезанных меандр при увеличении
водности реки . . . . 77
Сопоставление морфометрических характеристик врезанных
меандр, сформировавшихся в лаборатории и в натуре 79
Заключение 83
Литература 85
177
ОБРАЗОВАНИЕ АЛЛЮВИАЛЬНЫХ РОССЫПЕЙ ГОРНОГО
ХРУСТАЛЯ
Общие положения (Н. И. Маккавеев и А. М. Калинин) 88
Условия формирования древних логов (Д. М. Калинин) 89
Транспортировка крупнообломочного материала в логах
(Н. И. Маккавеев, А. М. Калинин, А. С. Николаева . 97
Смещение крупных обломков и блоков пород в результате
аблювиального эффекта (Н. И. Маккавеев и А. М. Ка-
линин) . ................... 107
» Переработка древнего аллювия регрессивной глубинной
эрозией (А. М. Калинин, В. И. Штырин) .... 112
Генетические зоны аллювия и прогноз коренного источника
россыпи (А. М. Калинин и В. И. Штырин) 114
Заключение 119
Литература ... 120
РОСТ ПЛАТФОРМЕННЫХ СТРУКТУР В УСЛОВИЯХ МОРСКОГО
МЕЛКОВОДЬЯ
Глава I. Задача и методика исследований (Н. И. Маккавеев,
А. П. Капица и Л. Г. Никифоров) 121
Основная цель работы . . 121
Методика и техника эксперимента ..................122
Возможность определения характера роста структур по-
средством анализа мощностей ... 126
Глава II. Геологическое строение исследованных структур
(Л. .4. Самойлова) . . ... . 132
Геологическое строение Тимано-Печорской провинции 132
Ухтинская структура . 140
Седьельская структура 143
Глава III. Образование структур в условиях спокойного водоема
(Н. И. Маккавеев и Л. Г. Никифоров) И5
Методические исследования.............................145
Влияние мощности осадочной толщи, темпов поднятия и
инверсионных движений на строение структуры . 148
Влияние дифференцированных движений жесткого ядра на
строение структуры ... 151
Глава IV. Влияние ветровых волн, приливно-отливных течений и
колебаний уровня водоема на формирование структур (Л. Г. Ни-
кифоров и А. А. Самойлова) . 153
Рост структуры при одновременном осадконакоплении и
воздействии динамических экзогенных агентов . . 153
Рост структур на подводном склоне при чередующихся
трансгрессиях и регрессиях бассейна . . 160
Глава V. Переформирования бухтового абразионного берега
(Н. И. Маккавеев и А. А. Самойлова) . . . 167
Цель исследований и схема экспериментальных работ 167
Результаты опытов « . 169
Заключение . 173
Литература . 174
Экспериментальная геоморфология,
вып. II
Тематический план 1968 г. № 200
Редакторы Р. И. Кривило,
Е. А. Дерюгина
Технический редактор Рябикина И. А.
Корректоры Кададинская В. П.,
Мушникова И. А.
Сдано в набор 23/V 1968 г.
Подписано к печати 10/1II 1969 г.
Л-73116 Формат 60х90/16
Бумага типогр. № 1. Физ. леч. л. 11,25
Уч.-изд. л. 11,83 Изд. № 236
Зак. 103 Тираж 1325 экз.
Цена 56 коп.
Издательство Московского
университета
Москва, Ленинские горы.
Административный корпус.
Типография Изд-ва МГУ
Москва, Ленинские горы
ИЗДАТЕЛЬСТВО МГУ ИМЕЕТ В НАЛИЧИИ И ВЫСЫЛАЕТ
НАЛОЖЕННЫМ ПЛАТЕЖОМ СЛЕДУЮЩУЮ ЛИТЕРАТУРУ:
Геоморфологические исследования. Под ред. С. С. Воскресенского.
1965 г., 276 стр., ц. 1 р. 37 к.
Монография содержит главы, посвященные принципиальным вопросам
применения палеогеоморфологических методов, т. е. методам изучения
рельефа в историческом разрезе, прежде всего, изучения истории форми-
рования рельефа и рыхлых кайнозойских отложений. Затем следует ряд
глав, подводящих итоги опыту исследований в горах и межгорных впади-
нах Забайкалья, в горах Средней Азии, в пределах денудационных равнин
и мелкосопочников Центрального Казахстана, на равнинах Прикаспийской
низменности. В заключительных главах подводится итог результатам
исследований в практическом отношении.
Издание рассчитано на географов различных специальностей (в осо-
бенности геоморфологов), геологов, работников планирующих и производ-
ственных организаций, ведущих поиски, разведку и добычу полезных
ископаемых, изучение территорий для гидростроительства.
Проблемы физической географии Урала. Под ред. А. Г. Чпкпшева.
1966 г., 294 стр., ц. 1 р. 78 к.
Сборник представляет собой монографическое исследование по физи-
ческой географии Урала—одного из наиболее развитых и густонаселен-
ных экономических районов страны. В нем большое внимание уделено
оценке природных условий, анализу закономерностей дифференциации
природы, характеристике ресурсов и рекомендаций по дальнейшему ра-
циональному их использованию. Оригинальные научные работы, основан-
ные на анализе полевых, литературных и архивных материалов, обобщены
по следующим основным проблемам физической географии Урала:
1) природное районирование, 2) водно-тепловой баланс, 3) природные
ресурсы, 4) природные процессы, определяющие ландшафт местности,
5) история исследования Урала и 6) природно-охранительное райониро-
вание, имеющее целью максимальную охрану природы Урала с учетом
потребностей промышленного и сельскохозяйственного строительства.
Издание рассчитано на специалистов-географов, геоморфологов, геоло-
гов, геофизиков, гидрогеологов, почвоведов, геоботаников, профессорско-
преподавательский состав одноименных кафедр университетов, геологи-
ческих и педагогических институтов, сотрудников соответствующих науч-
но-исследовательских институтов, а также на краеведов и любителей
природы Урала.
ЧЕБОТАРЕВ Н. П. Учение о стоке. 1962 г., 406 стр., и. 2 р. 50 к.
В книге излагаются теоретические исследования, методы и расчеты
для практического применения вопросов стока речных бассейнов. Рас-
сматриваются факторы стока, стока половодья, дождевого стока, стока
подземного питания, годового и внутригодового стоков и твердого стока.
Издание рассчитано на студентов университетов и гидрометеорологи-
ческих институтов, инженеров (гидрологов, гидротехников, мелиораторов),
аспирантов и научных работников по гидрологической специальности.
Заказы следует направлять по адресу: Москва, В-234.
Издательство МГУ. Отдел распространения.
Замеченные опечатки
Страница Строка Напечатано Следует читать
13 5 сверху 8 м/сек. 8
41 8 снизу d Кс= ———.100 Кс = —^—1000
ы bl
97 13 сверху элювий аллювий
Зак. 103
Цена 56 коп.
ИЗДАТЕЛЬСТВО
московского
УНИВЕРСИТЕТА