МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ СССР
научный совет по инженерной ГЕОЛОГИИ И ГРУНТОВЕДЕНИЮ
ОТДЕЛЕНИЯ ГЕОЛОГИИ, ГЕОФИЗИКИ И ГЕОХИМИИ АКАДЕМИИ НАУК СССР
МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ имени М. В ЛОМОНОСОВА
ИНЖЕНЕРНАЯ
ГЕОЛОГИЯ
в восьми
ТОМАХ
СССР
РЕДАКЦИОННАЯ КОЛЛЕГИЯ.
ГЛАВНЫЙ РЕДАКТОР Е. М СЕРГЕЕВ
ЗАМЕСТИТЕЛИ ГЛАВНОГО РЕДАКТОРА- Г. А. ГОЛОДКОВСКАЧ,
1 И. В. ПОПОВ’, Е Г. ЧАПОВСКИЙ. М. В ЧУРИНОВ. ЧЛЕНЫ
РЕДКОЛЛЕГИИ: К. И. АНТОНЕНКО. А Е. БАБИНЕЦ, Г. К. БОН-
ДАРИК. И. М БУАЧИДЗЕ, И В. ГАРМОНОВ. С А. ГУРЬЕВ,
С. Л ДИКОВСКАЯ, С В ДРОЗДОВ. В. И. ДМИТРОВСКИЙ.
Д. Г. ЗИЛИНГ, Г С ЗОЛОТАРЕВ. |Н. В. КОЛОМЕНСКИР\.
И С. КОМАРОВ, В. А. КУДРЯВЦЕВ. В Л ЛОМТАДЗЕ, X. П. ТУ-
ЛЯГАНОВ. Р. 11 ТЕУП1, Н Н ХОДЖИБАЕБ
Издательство Московского
университета
1978
МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
имени М. В. ЛОМОНОСОВА
ВТОРОЕ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЕ УПРАВЛЕНИЕ
МИНИСТЕРСТВА ГЕОЛОГИИ СССР
ИНЖЕНЕРНАЯ
ГЕОЛОГИЯ
СООР
ТОМ
РУССКАЯ
ПЛАТФОРМА
Под редакцией И. С. КОМАРОВА
Издательство Московского
университета
1978
УДК 624
Печатается по постановлению
Редакционно-издательского совета
Московского университета
Инженерная геология СССР. В 8-ми томах.
Т. 1. Русская платформа. М., Изд-во Моск, ун-та,.
1978.
528 с. 83 ил., библиогр.
Первый том монографии «Инженерная геология СССР» содер-
жит краткие очерк теоретических основ региональной инженерной
геологии и инженерно-геологическое описание Русской платформы.
Рассмотрена история геологического развития в се влияние на фор-
мирование современных инженерно-геологических условий ' террито-
рии. Даеи.я инженерно-геологическая характеристика регионов вто-
рого порядка. В заключительной частн описывается опыт строитель-
ства и изменение инженерпо-геологическвх условий под влиянием
деятельности человека.
И
20806—130
077(02)—78
подписи.
(б) Издательство Московского университета, 1978 г.
ПРЕДИСЛОВИЕ
Монография «Инженерная геология СССР» написана большим кол-
лективом авторов, хорошо знающих инженерно-геологические условия
отдельных территорий и изучавших закономерности их изменения при-
менительно к выделенным регионам. Такой книги по региональной ин-
женерной геологии никогда не издавалось ни в нашей стране, ни за
рубежом. Все восемь томов построены по единому плану, новому для
работ по региональной инженерной геологии. В каждом томе, помимо
введения, есть три раздела: первый - история формирования инженер*
но-геологических условий рассматриваемой территории, второй — инже-
нерно-геологическое описание выделенных таксономических единиц и
третий — обобщение опыта строительства и изменение природных усло-
вий под влиянием деятельности человека.
В первом разделе рассматривается история геологического разви-
тия региона с целью показать, как сформировались современные инже-
нерно-геологические условия: геологическое строение, рельеф, подзем-
ные воды, инженерно-геологические особенности горных пород и геоло-
гические процессы. При этом большое внимание уделяется голоцену, во
время которого возникла современная широтная и высотная зональ-
ность, связанная с влаго- и теплообеспеченностью горных пород.
Первый раздел каждого тома является той теоретической основой,
на базе которой разрабатывается схема инженерно-геологического рай-
онирования регионов первого порядка. Как правило, такая схема пре-
дусматривает выделение инженерно-геологических регионов второго по-
рядка, а, если это необходимо, то и инженерно-геологических областей
разного порядка (Западная Сибирь).
Во втором разделе все таксономические единицы, выделенные при
инженерно-геологическом районировании, получают комплексную ин-
женерно-геологическую характеристику. Это своего рода справочный
раздел. Читатель может найти по определенной территории все инте-
ресующие его данные, известные авторам монографии к моменту ее на-
писания. Достоверность данных, содержащихся во втором разделе мо-
нографии, вытекает из ее первого раздела и определяется объемом фак-
тического материала.
Территория Советского Союза изучена в инженерно-геологическом
отношении далеко неодинаково: одни регионы более полно, другие —-
находятся в начальной стадии изучения. Поэтому и характеристика ин-
женерно-геологических регионов и областей тоже дается с различной
5
степенью детальности, хотя все они описываются примерно по единому
плану.
В третьем разделе впервые для всех регионов Советского Союза
рассматривается и обобщается опыт строительства разных инженерных
сооружений исходя из инженерно-геологических особенностей террито-
рий. Авторы попытались охарактеризовать изменение природных усло-
вий мод влиянием деятельности человека, а в отдельных случаях даже
дать качественный и количественный прогноз этих изменений. Сделать
это было, к сожалению, нс всегда возможно из-за отсутствия необходи-
мых материалов.
Редакционная коллегия монографии считала правильным и возмож-
ным при общем плане построения всех томов сохранить индивидуальные
особенности авторских коллективов. Однако, для того чтобы понятия и
уровень требований во всех восьми томах были едиными, из числа чле-
нов редколлегии были выделены кураторы по отдельным вопросам, ко-
торые под своим углом зрения просмотрели все тома монографии.
Г. К. Бондариком была предложена система математической обработ-
ки и изображения всех количественных показателей. И. В. Гармонов
просмотрел разделы гидрогеологического характера, Г. С. Золотарев —
геологические процессы, В. А. Кудрявцев — мерзлотные условия, глав-
ным редактором были прочитаны все тома монографии. Их замечания
учитывались авторами при доработке рукописей, после их обсуждения
па редколлегии.
Редакционная коллегия считала возможным не настаивать на том,
чтобы во всех томах монографии дискуссионные вопросы излагались
лишь с какой-либо одной позиции. Так, главный редактор «Инженерной
геологии СССР» все больше и больше убеждается в том, что лессовые
породы обладают просадочностью в результате разуплотнения первично
сформировавшейся породы. Пылеватые аллювиальные, пролювиальные,
делювиальные и другие отложения, прежде чем стать просадочными,
должны были разуплотниться под влиянием процесса гипергенеза в ус-
ловиях холодного климата (при наличии сезонного промерзания и от-
таивания). Поэтому толщу лессовых пород, обладающих просадочно-
стью, следует рассматривать как элювий подстилающих их пород. При
постепенном незаметном переходе просадочных разностей лессовых пород
в нижележащие, непросадочные, можно назвать всю толщу элювиально-
делювиальной, элювиально-пролювиальной, элювиально-аллювиальной.
С нашей точки зрения, нельзя говорить только о водном проис-
хождении лесса, если он обладает просадочностью. Понимая это, неко-
торые из авторов «притягивают» к просадочным лессам, имеющим при-
знаки водного образования, эоловый процесс и употребляют такие тер-
мины, как «эолово-пролювиальный», «эолово-делювиальный», что со-
всем уже является неправильным, потому что трудно себе представить,
чтобы эоловые осадки все время выпадали на образующийся делювий
или пролювий. Если же это происходило нс синхронно, то значит дело
только в том, что трудно расчленить просадочную лессовую толщу на
отдельные генетические типы. Но, во-первых, называемые так толщи
обычно бывают достаточно однородными, а, во-вторых, если бы и уда-
лось расчленить просадочную толщу, имеющую такое название, то мы
опять бы вернулись к вопросу о водном происхождении просадочных
лессовых пород.
Для главного редактора монографии ясно, что называть просадоч-
ные лессы «эолово-делювиальными» нельзя, и, несмотря на это, он со-
хранил такую терминологию по отдельным регионам, не желая навязы-
вать свою точку зрения отдельным авторским коллективам.
в
Тома названы не строго по геологическому, географическому приз-
накам или по административному подразделению территории Советско-
го Союза. Том I—«Русская платформа», том 2 — «Западная Сибирь»,
том 3 — «Восточная Сибирь», том 4 — «Дальний Восток», том 5 —
«Алтай, Урал», том 6 — «Казахстан», том 7 — «Средняя Азия» и
том 8 «Кавказ, Крым, Карпаты» имеют в большинстве случаев обще-
принятые, но в то же время иногда условные названия. Так, в томе
«Казахстан» далеко нс полностью рассматривается вся территория Ка-
захской ССР; нельзя было «разорвать» по административному признаку
однородные в гсоструктурном отношении территории. Например, При-
каспийская синеклиза и ее обрамление целиком рассматривается в томе
«Русская платформа», в то время как значительная ее часть в адми-
нистративном отношении входит в состав Казахской ССР. Алтай оха-
рактеризован не только в томе 5, который носит это название, но ча-
стично и в других томах (3 и 6). Примечания подобного рода можно
сделать и по другим томам. Известная условность названий была допу-
щена сознательно, исходя из различных соображений, которыми руко-
водствовалась редакционная коллегия.
«Инженерная геология СССР» задумана как монография, рассчи-
танная на широкий круг читателей: геологов, почвоведов, строителей,
мелиораторов и других специалистов, имеющих отношение к изучению
поверхностной части земной коры как объекта инженерной деятельности
человека.
В «Инженерной геологии СССР» показано, как на территории Со-
ветского Союза сформировались современные инженерно-геологические
условия, как они изменяются под влиянием деятельности человека и как
может измениться в будущем окружающая среда, если эта деятельность
не будет учитывать исторически сложившиеся инженерно-геологические
условия. В этом — теоретическая значимость предлагаемой вниманию
читателей монографии. Ее можно рассматривать так же, как основу,
на базе которой могут быть в дальнейшем созданы монографии, более
подробно характеризующие инженерно-геологические условия террито-
рий всех союзных республик (Украинской ССР, Белорусской ССР, Ка-
захской ССР и других).
Практическое значение «Инженерной геологии СССР» определяется
тем, что содержащийся в монографии материал найдет широкое приме-
нение при планировании размещения и развития народнохозяйственных
объектов, при составлении программ изысканий для отдельных регионов
и крупных строительных объектов, а также в начальной стадии проек-
тирования различных сооружений. «Инженерная геология СССР» явит-
ся ценным учебным пособием для аспирантов и студентов, изучающих
эту дисциплину.
Наверное, в монографии есть и недостатки, которые остались неза-
меченными авторским коллективом и редколлегией. Поэтому авторы я
члены редколлегии будут благодарны за все отзывы и замечания, при-
сланные по адресу: Москва, В-234, МГУ, геологический факультет, ка-
федра грунтоведения и инженерной геологии, Сергееву Е. М.
Член-корреспондент ЛН СССР Е. М. СЕРГЕЕВ
ЧАСТЬ I. ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ
РЕГИОНАЛЬНОЙ ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ
ГЛАВА 1
РЕГИОНАЛЬНАЯ ИНЖЕНЕРНАЯ ГЕОЛОГИЯ
И ЕЕ ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ И НАРОДНОХОЗЯЙСТВЕННОЕ
ЗНАЧЕНИЕ
Региональная инженерная геология изучает закономерности форми-
рования и распространения в земной коре и на ее поверхности инже-
нерно-геологических условий строительства и эксплуатации инженерных
сооружений разного назначения. Совершенно очевидно, что равнознач-
ными в инженерно-геологическом отношении могут быть участки земной
коры, пережившие одинаковый ход геологического развития. Поэтому
теоретической основой региональной инженерной геологии является ана-
лиз историко-геологического и генетического путей развития и станов-
ления тех геологических черт местности, которые определяют инженер-
но-геологические условия. Региональная инженерная геология изучает
закономерности распространения и проявления на земле всех факторов,
определяющих ход создания инженерно-геологических условий и их ди-
намику на современном этапе развития земной коры как взаимосвязан-
ные и историко-генетически обусловленные.
Региональные инженерно-геологические исследования используются
для планирования строительства в связи с различным хозяйственным
освоением территории, для обеспечения намечаемого строительного ком-
плекса всеми необходимыми геологическими данными, для рациональ-
ного размещения входящих в него сооружений и выбора их типа, прог-
ноза изменений в природной геологической среде в связи с созданием
и эксплуатацией хозяйственного комплекса, составления программ ин-
женерно-геологических изысканий для обоснования проектов инженер-
ных сооружений, разработки различных нормативных документов но
производству инженерно-геологических исследований. Основной задачей
региональных инженерно-геологических оценок является установ-
ление обоснованных границ, в пределах которых справедливы
факты, выявляемые приемами геологических и специальных ипженерно-
геологическнх работ. Непосредственное установление этих границ пу-
тем детального изучения и достаточно большого числа точек наблюде-
ний (бурение, шурфовка, описание многочисленных обнажений и гео-
графических исследований) требует длительных и дорогих работ, ко-
торые далеко не всегда могут быть осуществлены из-за особенностей
природной обстановки, а также целей и этапа инженерного проекти-
9
ровання. Поэтому единственный путь решения этой основной задачи
региональной инженерной геологии — использование историко-гео-
логических и генетических связей между геологическими фактами,
изучаемыми всеми другими геологическими науками. Таким обра-
зом, обоснованное региональное инженерно-геологическое описание
и оценка местности ммут быть получены только на основе историко-
геологического и генетического анализа геологического строения изуча-
емой территории и современной геологической жизни. Это достигается
путем изучения се геотектоники, стратиграфии, петрографии и литоло-
гии, гидрогеологии и современных геологических процессов Значитель-
ную часть необходимых данных инженерная геология заимствует из
материалов различных геологических работ разного теоретического
или прикладного назначения. Вместе с тем получение необходимых
данных требует выполнения специальных исследований, проводимых
в полевых и лабораторных условиях, и специального анализа опыта
строительства и хозяйственного использования изучаемой или другой
аналогичной территории. Глубина, до которой может распространяться
региональная инженерно-геологическая характеристика территории,
определяется целями инженерно-геологического описания В данном
случае имеется в виду освещение и анализ инженерно-геологических ус-
ловий территории СССР для всех видов строительства и хозяйствова-
ния, теоретическое обобщение и региональная систематизация этих дан-
ных. Техника строительства и задачи народного хозяйства в настоящее
время нс ставят ограничений относительно потребной и возможной глу-
бины проникновения в толщу земной коры (горное дело, метростроение
и другие виды глубинного строительства и использования глубоко за-
легающих толщ). Поэтому глубина, до которой дается освещение ин-
женерно-геологических условий, не ограничивается какой-либо кон-
кретной величиной. Единственным ограничением является отсутствие
или недостаточность геологических, геофизических п гидрогеологичес-
ких материалов как исходных данных для инженерно-геологических
суждений. Эти соображения необходимо иметь в виду при использо-
вании описаний инженерно-геологических условий регионов, приводи-
мых но всех томах данной монографии.
Природные факторы, определившие современные инженерно-гео-
логические условия местности, можно разделить иа региональные гео-
логические и зональные географические. К первым, региональным от-
носятся: структурно-тектоническое развитие земной коры и ее совре-
менное геологическое строение; формирование и строение поверхности
и приповерхностной части земной коры; подземные воды; современные
геологические процессы.
Ко вторым, зональным факторам относятся климат и влияние его
на формирование приповерхностной части земной коры, подземных, пре-
имущественно грунтовых вод и на возникновение и режим экзодинамн-
чсских геологических процессов. Кроме того, огромное развитие хозяй-
ственной деятельности человека и влияние ее па окружающую геологи-
ческую среду требует учета этого антропогенного фактора при ее оцен-
ке, в первую очередь путем анализа инженерно-геологических процессов
и явлений. В зависимости от конкретной природной обстановки и типа
инженерного сооружения каждый из перечисленных факторов может
иметь различное значение, однако не случайно на первое место в ряду
х вынесено геологическое строение местности, так как от характера
последнего прежде всего зависят особенности рельефа, формирование
подземных вод, возникновение эндогенных и экзогенных геологических
процессов.
10
Выше было уже сказано, что все черты природной геологической
среды обитания и деятельности человека изучаются и оцениваются в
инженерной геологии в историко-генетической взаимосвязи. Вскрытие
связей и установление этим путем закономерностей пространственного
(в земной коре и на ее поверхности) размещения их на территории,
оцениваемой в инженерно-геологическом отношении, является основным
методическим приемом инженерно-геологических исследований.
Геологическая среда создавалась и се развитие протекало под уп-
равляющим влиянием региональных и зональных факторов н агентов.
Результаты действия этих факторов в геологическом прошлом запечат-
лены в геологическом строении и характере пород и в различных сле-
дах действия геологических процессов (карст, тектоническая парушен-
ность пород и др.). Чем более удалено в геологическое прошлое время
формирование того или иного элемента геологической среды, тем менее
сохранилось влияние на него зональных географических факторов и их
инженерно-геологическое значение. Влияние зональных факторов боль-
ше сказывается на формировании геологической среды на современном
этапе геологического развития земной коры и на современных процес-
сах. Но и на современном геологическом этапе результаты влияния зо-
нальных факторов на формирование инженерно-геологических условий
в существенной мере определяются характером создавшегося в пред-
шествующее время геологического строения территории и действующих
синхронно тектонических процессов. Даже влияние таких резко зональ-
но выраженных факторов, как процессы, связанные с мерзлотой, режим
грунтовых вод и другие,' зависит от характера пород, образованных ког-
да-то в предшествующее геологическое время. Региональные факторы
и в этом случае сохраняют свою роль как управляющие совокупностью
процессов, формирующих современные инженерно-геологические усло-
вия местности. Поэтому при региональной инженерно-геологической
оценке территории и классификации геологических тел, а также при
районировании влияние региональных факторов занимает более высо-
кое, управляющее, положение.
ГЛАВА 2
КЛАССИФИКАЦИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ТЕЛ
В РЕГИОНАЛЬНОЙ ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ
Главнейшим объектом изучения региональной инженерной геологии,
как и при всех других геологических исследованиях, являются гор-
ные породы и их распространение в земной коре. При систематическом
описании инженерно-геологических условий больших территорий для
их сопоставления и сравнения необходимо, чтобы оценка всех компонен-
тов, определяющих инженерно-геологическую обстановку разных участ-
ков земной коры, проводилась по единой классификационной системе.
Подобная единая классификация для горных пород и слагаемых ими
геологических тел применительно к задачам региональной инженерной
геологин должна, прежде всего, отражать закономерность связей между
составом, строением, состоянием и свойствами пород и их нахождением
в земной коре. До недавнего времени выделение геологических тел я
региональное изучение горных пород в инженерной геологии велось
лишь в стратиграфической последовательности, без достаточного изуче-
ния связи породообразования с тектонической и климатической жизнью
земной коры. Подобный подход, конечно, никак не исключал специали-
-J1
зироваиного инженерно-геологического изучения состава, строения, со-
стояния и свойств горных пород как грунтов, но зачастую затушевывал
важнейшие для инженерной геологии историко-генетические связи меж-
ду инженерно-геологическими характеристиками массивов горных пород
и положением этих массивов в земной коре. Современный инженерно-
геологический облик горных пород сформировался под воздействием
сложных процессов, определяющими среди которых следует считать тек-
тонический режим и климатическую обстановку как времени формиро-
вания горной породы, так и дальнейшей жизни се на всех этапах гео-
логической истории. Связи инженерно-геологических особенностей гео-
логических тел с их приуроченностью к определенной геолого-струк-
турной обстановке наиболее успешно могут быть выявлены на основе
учения о формациях. Применение формационного анализа позволяет
установить закономерности формирования в разных участках земной ко-
ры горных пород, обладающих одинаковыми или схожими физико-меха-
ническими свойствами, выяснить закономерности распространения таких
пород и образуемых ими геологических тел, установить зависимость фи-
зико-механических свойств пород не только от их генезиса, но и от даль-
нейшей геологической истории, так как тектонические процессы, контро-
лирующие образование геологических формаций, решающим образом
сказываются и на формировании инженерно-геологического облика этих
пород. Совершенно закономерно, что преимущества формационного ана-
лиза при изучении горных пород особенно убедительно проявляются при
региональных исследованиях, когда необходимо проанализировать и
сравнить комплексы пород широкого стратиграфического диапазона, за-
легающие в различных тектонических зонах. Вместе с тем следует под-
черкнуть, что формационное расчленение геологических тел при их ин-
женерно-геологическом изучении ни в коей мере не снижает важности
Их стратиграфического разделения.
В современной геологии важность учения о формациях признается
сейчас всеми геологами. Однако термин «формация» и его определение
до настоящего времени является дискуссионным. Следует подчеркнуть,
что научные разногласия об объемах и границах формаций нс следует
считать основанием для отказа от использования формационного мето-
да в инженерной 1еологии. В связи с этим необходимо напомнить, что
существуют также разногласия об объемах и границах различных стра-
тиграфических подразделений (ярусов, отделов, даже целых систем),
однако это обстоятельство не вызывает сомнений в возможности и не-
обходимости стратиграфических построений и сопоставлений в различ-
ных областях геологической науки. Большинство исследователей под
формациями понимает вполне определенные фациально-тектонические
комплексы отложений, выделяемые по совокупности литологических,
геотектонических и палеогеографических признаков. Об этом свидетель-
ствуют приводимые ниже высказывания крупнейших ученых в этой об-
ласти.
В становлении формационного учения в нашей стране и внедрении
формационного анализа в различные отрасли геологии особенно велики
заслуги Н. С. Шатского. В 1945 г. он дал определение формации, кото-
рое с тех пор цитируется во всех работах, посвященных рассматривае-
мому вопросу: «Формациями мы называем такие естественно выделяе-
мые комплексы, сообщества или ассоциации горных пород, отдельные
части которых (породы, слои, отложения) тесно, парагенетически связа-
ны друг с другом как в возрастном (переслаивание, последователь-
ность), так и в пространственном отношении (фациальные смены и др.)»
и далее: «формации связаны с определенными тектоническими структу-
>12
рами и изменяются с изменением тектонического режима и структур-
ного развития земной коры» '. В 1955 г., перечисляя факторы, определя-
ющие характер формаций, Н. С. Шатский нише г: «...характер формаций
определяется несколькими факторами, главнейшим из них является тек-
тоника, тектонические процессы и движения, выражающиеся в рельефе
и вулканизме и, следовательно, в мощности слоистых образований, в их
составе, структуре, текстуре и т. д., вторым фактором надо считать кли-
мат, косвенным образом также связанный с тектоникой и являющийся
одним из главнейших условий образования различных типов формаций.
Наконец, свойства формаций определяются также возрастом, временем
их образования, что связано с общим развитием земной коры»1 2.
Большое внимание учению о формациях уделил в своих работах
Н. М. Страхов. Осадочными формациями он называл ландшафтно-текто-
нические сообщества пород, придавая решающее значение в их формиро-
вании палеогеографической обстановке. Однако Н. М. Страхов никогда
не игнорировал влияние тектонического режима на накопление толщ по
род определенного состава и строения и обладающих определенными
пространственными взаимосвязями: «...два условия необходимы и вмес-
те достаточны для возникновения формации: 1) длительное сохранение
на более или менее значительном участке земной коры однотипного в
плане тектонического режима и 2) длительное же поддержание в обла-
стях седиментации однотипных ландшафтно-климатических условий»3.
В 1960 г. Н. М. Страхов указывает: «сохранение на достаточно большом
участке земной коры в течение длительного времени одного и того же
тектонического режима, при одинаковых (а точнее — достаточно близ-
ких) климатических и гидрологических условиях (или при закономерно
повторяющейся смене их), приводит к формированию единого в струк-
турно-вещественном отношении сообщества горных пород, которое мы
называем формацией горных пород»4.
Одно из удачных определений понятия, к тому же весьма полно
отражающее ныне сформировавшиеся представления о геологической
формации (геогенерации) принадлежит Н. Б. Вассоевичу: «Осадочная
геогенерация — это, прежде всего, геологическая формация (геоформа-
ция), выделяемая по геотектоническим и палеогеографическим призна-
кам. Это — крупный комплекс отложений, отвечающий свите и чаще ря-
ду свит и характеризующийся определенной общностью в отношении
состава, строения и распространения. Такая внутренняя общность гео-
генерации, сопрягающаяся с ее индивидуализированностью, с ее боль-
шей или меньшей обособленностью от смежных геогенераций, обуслов-
лена тем, что оиа сформировалась в определенных палеогеографических
условиях, господствовавших на определенном этапе развития определен-
ной геотектонической области (зоны) со свойственным ей режимом и
климатом»5. И далее: «Только два фактора могут претендовать на то,
чтобы их считали ведущими при формировании геогенерации — режим
движений земной коры и климат. В ряде случаев бывает трудно решить,
чему следует отдать предпочтение, что является решающим — геотек-
тоника или климат. Этот вопрос имеет прямое отношение к классифи-
кации геогенераций. Нам представляется, что геогенерации прежде все-
1 Шатский Н. С. Избранные труды, т. III. М„ «Наука», 1965, с 54.
* Там же.
8 Страхов Н. М. Основы теории литогенеза, т. 1. М., Изд-во АН СССР, 1960
4 Там же.
5Вассоевич Н. D. История представлений о геологических формациях (гео-
геиерациях). — В сб.: Осадочные и вулканогенные формации. М., «Недра», 1966.
13
го должны подразделяться по геотектоническому принципу, а затем —
по климатическим условиям их формирования»
Опыт, накопленный в учении о формациях, разработанные класси-
фикации явились основой для применения формационного анализа в ре-
гиональной инженерной геологии и позволили И. В. Попову создать схе-
му региональной инженерно-геологической классификации горных по-
род, в основу которой положены общие представления Н. С. Шатского-
о трех группах минеральных образований: формациях -* литолого-ге-
нетическнх комплексах-нгорных породах (табл. 1).
Инженерно-геологическое изучение геоформаций требует установ-
ления для каждой из них таких важнейших характеристик, как внут-
ренняя структура (мощность, однородность, изотропность, слоистость,
блочность и др); главнейшие формацисобразующие породы, характер
их залегания и относительное количественное участие в строении фор-
мации; физико-механические свойства формациеобразующнх пород; ха-
рактер водоносности формации. Сопоставление и оценка различных фор-
маций по этим признакам может быть произведена в соответствии с
классификационными схемами, предложенными В. Е. Хаиным нН. П.Хе-
расковым. Прежде всего следует различать три класса формаций1 плат-
форменный, геосинклинальный и орогенный, характеризующихся корен-
ными различиями, связанными с различиями их образования. Наиболее
четко эти различия сформулированы Н. 11. Херасковым (1967). Для
платформенных формаций характерны осадочные породы, преобладают
комплексы (фации) открытого мелкого моря. Однотипные тектонические
движения охватывали на платформах громадные территории, но они
развивались медленно и имели небольшую амплитуду. Поэтому для
платформенных формаций характерно преобладание одного или двух
типов пород; даже маломощные слои и пачки выдержаны на больших
площадях. В строении формаций обычно отчетливо проявлена направ-
ленность осадкообразования; например, существует закономерная смена
гранулометрического состава пород от песчаных к глинистым как по ла-
терали, так и в вертикальном разрезе. Ритмично построенные толщи яв-
ляются исключением, и даже грубая ритмичность в строении разреза
встречается редко. В песчано-глинистых комплексах обычно отсутству-
ют органогенные н хемогенные остатки, а в карбонатных толщах весь-
ма незначительна роль обломочных пород. Для терригенных толщ ха-
рактерна хорошая сортировка материала, отсутствие или весьма незна-
чительное количество грубообломочных пород. Преобладают пески и
алевролиты кварцевого состава, каолинитовые глины; характерными
являются глауконитово-кварцевые и кремнисто-опоковые комплексы
пород. Среди карбонатных формаций платформ, наряду с известняковы-
ми и известняково-доломитовыми, широко распространены мело-мер-
гельные комплексы. Породы платформенных формаций не метаморфизо-
ваны, эпигенетическая измененностъ их в верхних горизонтах слабая и
средняя.
Тектонический режим осадконакопления определил и характер из-
менчивости строения формаций, состава и свойств слагающих их пород.
В общем случае для платформенных формаций характерны выдержан-
ность свойств на больших площадях на фоне закономерного их измене-
ния по глубине и от прибрежных зон к глубоководным. Эти основные
законы изменчивости строения и состава платформенных формаций яв-
ляются основой для разработки рациональной схемы инженерно-геоло-
' 1 Вассоевич Н. Б. История представлений о геологических формациях (гео-
генсрациях). — В сб.: Осадочные и вулканогенные формации. М, «Недра», 1966.
14
Таблица i
Принципиальная схема классификации горнык пород При региональных инженерно-геологических исследованиях (И. В. Попов, 1947)*
Таксономические единицы	Значение при региональных геологических исследованиях	Получаемые инженерно-геологические характеристики
Формации и субформации Геолога- генетические комплексы (макрофации и фации)	совместно с тектоническими данными являются осно- вой для выделения структурно-тектонических этажей и инжеиерно-геологичсскнх регионов совместно с данными геоморфологии являются основой для выделения инженерно-геологических областей и районов. Определяют выбор системы разведочных работ и опробования пород, выдержанность свойств отдель- ных залежей пород	возможные в составе формаций породы и их геолого-геиетичес- кие комплексы некоторые условия залегания и распространения пород, воз- можные петрографические (литологические) типы пород, их тек- стура и некоторые черты структуры
Литолого-петрографичес- кие комплексы (микро- фацил) Петрографические (анто- логические) типы пород Инженерно-геологический вид пород	совместно с данными по геоморфологии 'являются ос- новой для выделения иижеиерно-геола ических районов, определяют строительные типы грунтов определяют в первом приближении характер дефор- маций пород, химическую и физико-химическую нестой- кость пород и их агрессивность совместно с данными по гидрогеологии служат для выделения подрайонов и участков	условия залегания, распространения и строение толщи, преоб- ладающие петрографические (литологические) типы пород, воз- можные инженерно-геологические явления химико-минералогический состав пород, их структура и тексту- ра, характер и степень эпигенеза и метаморфизма. Используются для отнесения породы к категории грунтов по СНиП и другим нормативным документам особенности состава, структуры и текстуры породы, опреде- ляющие ее инженерно-геологические свойства. Используются для отнесения пород к подразделениям грунтов по СНиП и друтм нормативным документам
Инжеиерио-геологическне разновидности пород	служат для выделения инженерно-геологических эле- ментов геологического разреза и для выбора расчетных схем иа стадии разработки рабочих чертежей, исполь- зуются для детализации границ нодрайонов и участков	вариации в составе, строении и состоянии породы одного и того же вида, вызванные процессами гипергенеза, внешней гео- динамики и геотектоники, а также хозяйственной и технической деятельностью. Используются для расчетов на стадии составле- ния рабочих чертежей
* Переработана для настоящего издания (1973).
Сл
гического опробования горных пород. Отмечается также, что показатели
плотности и прочности осадочных иород платформенных формаций ни-
же, чем у одновозрастных и однотипных в литологическом отношении
образований геосинклинальных областей.
Геосинклинальные формации накапливаются в условиях общего ин-
тенсивного погружения, поэтому они имеют громадные мощности, глав-
ным образом морской генезис, часто глубоководный. Их слагают преи-
мущественно глинистые и карбонатные отложения, а также подводные
вулканогенные накопления. Эти формации построены сложно, что свя-
зано, прежде всего, с быстрой изменчивостью состава и мощностей сла-
гающих ее пластов по латерали. На коротких расстояниях непрерыв-
ные серии осадков сменяются толщами, в разрезе которых фиксируются
достаточно большие перерывы в осадконакоплении и выпадают- комп-
лексы пород значительной мощности. В геосинклиналях, особенно в эв-
[сосипклиналях, редко встречаются толщи с преобладанием одной или
двух пород, наиболее типичны толщи сложного состава. Характерна рит-
мичность, широко развит флиш и флишоидные толщи. В парагенез мно-
гих формаций входит до десяти и более типов пород различного генези-
са (терригенных, органогенных, вулканогенных).
Для терригенных формаций характерна слабая сортиров! д материа-
ла, полимиктовый состав. Часто встречаются аркозовые и граувакковые
породы, весьма не стойкие по отношению к выветриванию. Мощные
толщи глинистых пород также имеют пестрый минеральный состав.
Большое значение имеют грубообломочные породы (конгломераты, гра-
велиты), однако мощные толщи их встречаются редко. Разрез терриген-
ных формаций часто усложнен за счет карбонатных, кремнистых и вул-
каногенных пород. Участие карбонатных пород в строении геосинкли-
нальных формаций весьма различно. Широко распространены карбонат-
ные толщи и даже карбонатные формации, сложенные рифовыми, биту-
минозными или другими известняками, но не менее часто встречаются я
тесные парагенезы карбонатных пород с глинистыми и алевролитовыми,
а также с эффузивами подводных излияний. Большая изменчивость в
участии карбонатных пород в строении различных геосинклинальных
комплексов, по мнению Н. П. Хераскова, объясняется не только разли-
чиями климата, но и особенностями развития тектонических структур.
Вулканогенные геосинклинальные формации распространены очень
широко и имеют разнообразный состав. В тесном парагенезе в них встре-
чаются основные, средние и кислые эффузивные породы. Собственно
вулканогенные серии без примеси осадочных пород практически не
встречаются; обычно они ассоциируют с морскими обломочными и кар-
бонатными отложениями. Типичным примером подобного парагенеза яв-
ляется спилито-кератофировая формация. Сложенная эффузивными по-
родами основного состава, она содержит линзы рифогенпых извест-
няков.
Геосинклинальные образования по сравнению с платформенными
характеризуются повышенной метаморфизованностью, литифицирован-
ностыо и прочностью. Немаловажное значение имеет и то обстоятельст-
во, что все они в современных структурах дислоцированы. Совершенно
очевидно, что дислокации эти носят как конседиментационный, так и
постседиментационный характер. Более тою, решающими в формирова-
нии современных складчатых структур были последующие дислокации.
Тем не менее при инженерно-геологической оценке геосинклинальных
толщ нельзя не учитывать, что их характернейшей чертой является слож-
ная складчатость и обилие разрывных нарушений, которые в конечном
итоге и определяют устойчивость и прочность массивов. У геосинкли-
16
нальных формаций иные (но сравнению с платформенными) и закопо-
мерности изменчивости строения, состава и свойств. Для них характер-
ны монотонные толщи без резких различий в нижней, средней и верх-
ней частях разреза. В общем случае наибольшая изменчивость наблю-
дается вкрест простирания тектонических структур, тогда как по про-
стиранию и строение толщ и состав слагающих пород, и их инженерно-
геологические свойства относительно стабильны.
Орогенные формации, образующиеся в результате горообразова-
тельных процессов, по своему строению и составу слагающих их пород,
являются переходными. В зависимости от интенсивности тектонических
движений они могут приобретать сходство то с геосинклипальными ком-
плексами, то с платформенными. Существуют, однако, особенности в
строении орогенных формаций, позволяющие выделить их в самостоя-
тельный класс (Херасков, 1967). Основной и наиболее характерной чер-
той орогенных толщ является чрезвычайная их неоднородность, которая
объясняется тем, что горообразовательные процессы па этой завершаю-
щей стадии геотектонического цикла проявляются весьма дифференци-
рованно, области денудации значительно превышают области аккумуля-
ции, а седиментационные бассейны часто изолированы. В строении оро-
генных формаций преобладают континентальные толщи, но почти всегда,
они чередуются с морскими осадками. Широкое развитие имеют назем-
ные вулканогенные образования. Наиболее типичными орогенными ком-
плексами являются молассы и молассоиды (красноцветпые и угленос-
ные формации). К этому же классу относятся отложения лагун и зам-
кнутых бассейнов, парагенетически тесно связанные с молассами и об-
разующие гинсово-доломитовые, соленосные и другие формации того
же тина.
Для молассовых толщ характерно преобладание песчаных и грубо-
обломочных пород — полиминеральиость состава, слабая сортировка
материала. Наблюдаются быстрые и частые смены фаций как по про-
стиранию толщ, так и по направлению от областей сноса к области ак-
кумуляции. В разрезе чередуются быстро выклинивающиеся слои и лин-
зы конгломератов, грубозернистых песков или песчаников, алевролитов,
аргиллитов или глин. Континентальные пачки чередуются с достаточно-
выдержанными морскими слоями, чаще всего карбонатного состава. Во
многих орогенных формациях (пермская красиоцветная Волго-Ураль-
ской аитеклизы, мезозойская угленосная Канско-Ачинского бассейна)
можно наблюдать цикличность в строении толщи. Внутри каждого цикла
соблюдается определенная последовательность пород, например, от гру-
бозернистых к тонкодисперсным, циклы разделены внутриформаниои-
ными перерывами, а количество циклов в пределах каждой структурной
зоны различно и зависит от числа морских трансгрессий.
На формирование осадочных орогенных формаций особенно силь-
ное влияние оказывает палеоклиматическая обстановка. В аридных ус-
ловиях формируются псстроцветпые толщи, в цементе которых значи-
тельная роль принадлежит окислам железа, сообщающим породам по-
вышенную прочность. Характерно для них также присутствие гипса, га-
логенных солей, существенно влияющих на инженерно-геологические
свойства галогенных толщ. Гумидиые формации типа угленосных в зна-
чительном количестве содержат органические вещества. Роль последних
в формировании ипжеперно-геологических свойств пород пока недоста-
точно изучена, но в целом песчаники, алевролиты, аргиллиты и глины
угленосных формаций слабее однотипных красноцветных пород. Присут-
ствие в породах гипса или органических веществ существенно влияет
на формирование химического состава подземных вод. В первом случае
17
•формируются щелочные воды, обладающие сульфатной агрессией, а во
втором воды с кислотным типом агрессивности. Различия между те-
ми и другими весьма существенны при инженерно-геологической оценке
подземных вод, в частности, для различных бетонных сооружений. В со-
ответствии со сказанным целесообразно класс орогеппых формаций раз-
делять на два подкласса: гумидный и аридный, как это сделано в клас-
сификации В. Е. Ханна (1973).
Как уже упоминалось, существенной составляющей орогенных фор-
маций являются вулканогенные образования наземных излияний. Обыч-
но они образуют самостоятельные формации, в которых осадочный мате-
риал играет весьма подчиненную роль. Широко распространены средние
и кислые эффузивы, но не менее типичны и основные породы, а также
толщи смешанного состава. Наряду с эффузивными развиты и эффузив-
но-осадочные формации, в которых вулканогенные породы тесно связа-
ны с осадочными, обычно молассовыми и красноцветными. Следует до-
бавить, что орогенные формации не несут следов регионального мета-
морфизма, хотя контактово-метаморфизовапиые зоны встречаются часто.
Для них характерна также чрезвычайно большая неравномерность в
характере и степени дислоцированности. В одних зонах и участках по-
роды практически не дислоцированы, в других интенсивно нарушены.
Все это сообщает весьма большую инженерно-геологическую неоднород-
ность орогенным толщам. Для них характерна большая сложная измен-
чивость свойств в связи со сложностью тектонического плана орогенов,
весьма изменчивая прочность пород, присутствие в разрезе прослоев и
шачек с неудовлетворительными инженерно-геологическими свойствами.
Для каждого класса формаций характерны своеобразные интрузив-
ные комплексы. В ряду геосинклипальных формаций широко представ-
лены гипербазитовые, габбро-анортозитовые ассоциации пород. Для под-
вижных зон платформ характерна трапповая формация. Грапитоидные
-формации связаны в своем образовании как с геосинклинальной, так и
с орогенической фазами геотектонического цикла. Строение тех и дру-
гих, морфология интрузивных тел, минеральные ассоциации различны,
поэтому различны и их инженерно-геологические характеристики, такие
как трещиноватость, состояние контактовых зон, мощность и характер
-ороговикования и др.
Таковы в самых общих чертах основные инженерно-геологические
особенности платформенных, геосинклинальных и орогенных формаций.
В состав каждого класса входят различные в отношении вещественно-
го состава типы формаций. Применительно к осадочным образованиям
эти основные литологические типы приведены в табл. 2. Большинство
наименований их заимствовано из работ В. Е. Хаииа. Для магматичес-
ких формаций (табл. 3) наиболее удачными являются рекомендации
Ю. А. Кузнецова. Количество типов формаций, выделенных при инже-
нерно-геологическом описании различных регионов СССР, значительно
больше, чем приведено в табл. 2 и 3. Цель таблиц — показать, в каком
направлении должна совершенствоваться систематика геологических
формаций применительно к запросам инженерной геологии.
Наиболее полно строение и состав формациеобра.зующих пород от-
ражают литологические наименования формаций. Этим и рекомендуется
пользоваться при применении формационного анализа в инженерно-гео-
логических целях. При этом, чтобы избежать путаницы, термин «терри-
генная формация» применяется только для морских геосинклипальных
и платформенных комплексов. Толщам обломочного состава орогенных
областей присвоены свои наименования. Существуют, однако, общепри-
нятые названия литологических типов формаций, прочно вошедшие в
18
Таблица 2
Классификация литологических типов осадочных формаций применительно к задачам инженерной геологии
Классы формаций	Платформенные	Геосннклинальные	Оротенныс	
			гумидпые	аридные
Литологические ти- пы формаций	терригенная формация с субформа- циями: кварцевых песков и каолиновых глин; полимиктовых песков и глин; кварцево-глауконитовых песков, крем- нистых глии и опок	терригенная формация с субформа- циями: граувакковых и аркозовых пес- чаников; глинисто-сланцевой	могассовая формация нокровио-ледниковая формация	молассовая формация лессовая формация
	карбонатная формация с субформа- циями: известняковой; известняково-до- ломитовой; мела и мергелей	карбонатная формация с субформа- циями: рифовых известняков; битуми- нозных известняков; массивных извест- няков; слоистых известняков		сульфатно-доломито- вая формация солепоспая формация
	карбонатно-терригенная формация с субформациями: карбонатно-сероцвст- ной, карбонатио-красноцветной; горю- чих сланцев; битуминозных мергелей и глин	карбонатно-терригенная формация флишевая формация с субформациями: карбонатного флиша; терригенного фли- ша, туфогенного флиша	ссроцветная угленос- ная формация	красноцветная обло- мочная формация
I
Таблица 3
Классификация Магматических формаций применительно К задачам Инженерной геологии (по Кузнецову, 1064)*
Геосинклинальные этапы развития ПОДВИЖНЫХ зон	Орогенные этапы развития подвижных зон	Устойчивые области	1Цяты и ранние стадии развития древних платформ
Спилито-кератофировая группа форма- ций: спилито- диабазовая; кварц-кер атофировая Габбро-плагио) ранитная группа фор- маций: габбро-диорит-диабазовая; габбро-пнроксенит-ду китовая, габбро- пл агиогранитпая; плагиогранитная Гипербазитовая формация	базальт-апдезит-липаритовая группа фор- маций: андезитовая; трахиандезитовая; липаритовая габбро-диорит-гранодиоритовая группа фор- маций: габбро-диорит-граиодиоритовая; габбро- монцонит-сиенитовая; субвулканичсских гранитов группа батолитовых гранитоидных форма- ций: гранитоидных батолитов; гранодиоритовых батолитов; гранитоидных батолитов пестрого состава	группа покровно-силовых форма- ций: трапповая (толеит-базальтовая), щелочная оливин-базальтоеая (трахибазальтовая)	группа мигматитовых формаций: мигматитов амфиболитовой фации; мигматитов фации гиперстеновых гнейсов габбро-1 ранитная группа форма- ций: анортозитовая
* Таблица дана с сокращением.
теологическую литературу, но не являющиеся, строго говоря, литологи-
ческими. Таковы угленосные, солсноспые и красноцветные формации.
За каждым из этих терминов скрываются толщи совершенно определен-
ного строения. Инженерно-геологическое своеобразие меньше всего за-
ключается в присутствии угля или солей, или в окраске пород. Оно оп-
ределено особенностями тектонического режима и главное климатом,
существовавшим в период осадконакопления. Содержание указанных
наименований формаций попятно широкому кругу геологов и инженеров-
геологов и потому представляется целесообразным не изменять их.
Конкретные формации одного литологического типа в зависимости
от региона и возраста могут иметь существенные различия. Для ин-
женерной геологии решающими из них являются различия в степени ли-
тификации и метаморфизма пород, т. е. в конечном итоге в их прочно-
сти и деформируемости. Так, на Русской платформе типичные терриген-
ные формации песчано-глинистого состава встречаются в нижнем кем-
брии и верхней юре. Глинистые породы этих формаций существенно
различны. Юрские глины обладают меньшей плотностью, большей по-
ристостью и значительно меньшей прочностью, чем породы того же
формационного типа, но принадлежащие каледонскому структурному
этажу. Па Сибирской платформе также широко распространены одно-
типные осадочные формации, породы которых имеют совершенно раз-
личные свойства. Красноцветная формация девона представлена здесь
крепкими песчаниками и алевролитами, пористость которых составляет
6—8%, а прочность превышает 500-10’—600-105 Па. Красноцветпая же
формация верхнего мела сложена плотными глинами и слабыми песча-
никами, прочность которых обычно не превышает 40-105—60- 10Б Па при
пористости до 20%.
Совершенно очевидно, что в инженерно-геологических классифика-
циях формаций должны быть учтены состояние пород и их свойства.
Некоторые авторы предлагают различать формации по слагающим их
инженерно-геологическим группам пород, пользуясь известной класси-
фикацией Ф. П. Саваренского, в которой вес горные породы разделены
на пять групп: скальные, полускальные, связные пластичные, рыхлые
несвязные и породы особого состава и строения. Эта классификация
носит прикладной характер и широко применяется в практике инженер-
но-геологических изысканий. Вместе с тем в ней не учтены генетические
особенности пород В одну и ту же группу, как правило, отнесены обра-
зования различного генезиса. Например, группа «скальных» объединяет
магматические, метаморфические, обломочные, хемогепные и биогенные
осадочные породы. Указанная особенность классификации Ф. П. Сава-
ренского не позволяет использовать ее для выявления региональных ин-
женерно-геологических закономерностей. Более правильным было бы
связать инженерно-геологические характеристики пород с представле-
ниями об условиях их образования, как это сделано в общей инженер-
но-геологической классификации горных пород и почв (Сергеев и др.,
1973). В этом случае все литологические типы формаций объединяются
в три группы: осадочную, магматическую и метаморфическую. Переход-
ную группу образуют формации смешанного состава — вулканогенно-
осадочные. Все породы, слагающие магматические и метаморфические
формации, являются несжимаемыми, невлагоемкими, проницаемы толь-
ко по трещинам и могут рассматриваться как «скальные» образования.
Для того чтобы подчеркнуть своеобразие слагаемых ими массивов, ани-
зотропность и другие важные для инженерно-геологической оценки по-
казатели, для магматической группы'достаточно разделения ее на пет-
рологические типы формаций, а метаморфические формации целесооб-
21
разно объединить в три подгруппы: слабо-, средне- и сильнометаморфи-
зовапныс.
Формации низкой степени метаморфизма содержат филлиты, слан-
цеватые алевролиты, песчаники и зеленые сланцы. Характерная осо-
бенность текстуры — кливаж как в форме трещинною кливажа, так и
кливажа течения. Различают глинистые, известковистые и песчанистые
хлорито-филлитовые сланцы, кремнисто-глинистые сланцы и др. Зеле-
ные сланцы и породы альбит-эпидот-актинолитовые могут относиться
как к орто-, так и к пара-метаморфическим породам. Породы низкой
степени метаморфизма в отличие от пород средней и высокой степени
метаморфизма иногда называют метаморфическими сланцами, тогда как
последние называют кристаллическими сланцами. Широко распростра-
нены так называемые зеленые сланцы (или фация зеленых сланцев),
состоящие из хлоритов, роговых обманок, эпидота, актинолита, альби-
та, кальцита, серицита.
Формации средней степени метаморфизма объединяют богатые квар-
цем и кислым и средним плагиоклазами кристаллические сланцы, гра-
нулиты и кварциты, содержащие разное количество граната и биотита;
роговообманковые и слюдяные гнейсы и кристаллические сланцы с гра-
натом, ставролитом и кианитом; мраморы различной зернистости с при-
месью граната, биотита, везувиана, эпидота; амфиболиты, амфиболовые
сланцы с эпидотом, цоизитом и гранатом, иногда сохранившие минда-
лекаменную или порфировую структуру исходных эффузивных пород»
габбро-амфиболиты, роговики.
Характерными породами формаций высокой степени метаморфизма
являются разнообразные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты,
гранулиты, чарнокиты, плагиоклаз-гиперстсновые гнейсы и др.
Для характеристики инженерно-геоло1ических особенностей осадоч-
ных формаций предлагается разделять их по характеру и степени лити-
фикации на три подгруппы: слабо-, средне- и сильнолитифицированные.
К первой подгруппе относятся комплексы несцементированных неуплот-
ненных песчано-глинистых пород современных морских отложений, боль-
шинство континентальных четвертичных отложений и лессов. Ко второй
подгруппе отнесены формации, сложенные уплотненными как несцемен-
тированными (плотные глины), так и слабоспементированными (сла-
бые песчаники, слабые известняки) породами. Именно они характерны
для верхних структурных этажей чехла древних платформ и для моло-
дых плит. Наконец, третью подгруппу образуют осадочные формации,
породы которых претерпели длительный и глубокий катагенез. Они сло-
жены крепкими аргиллитами, алевролитами и песчаниками, плотными,
известняками. Обычно они слагают нижние структурные этажи платфор-
менного чехла, широко распространены в орогенах.
Существует определенная зависимость между положением той или
иной формации в геологическом разрезе и степенью литификации и ме-
таморфизма слагающих ее пород. Наиболее отчетливо эта зависимость,
прослеживается при сравнении пород и их комплексов, принадлежащих
различным структурным этажам. Однако она носит региональный ха-
рактер, и простое отнесение формаций к тому или иному структурному
этажу (каледонскому, герцинскому, варисцийскому и др.) в соответст-
вии с основными эпохами складчатости мало что дасг для выявления
инженерно-геологических особенностей формационных комплексов. Го-
раздо важнее установить, к каким изменениям в строении и свойствах
формацисобразующих пород привели эти эпохи в различных тектониче-
ских зонах. На рис. 1 и 2 приведены схемы, показывающие соотноше-
ние между положением формации п определенном структурном этаже
22
м степенью литификации слагающих ее пород. Одна схема (ем. рис. 1)
-составлена для Алтас-Саянской складчатой области, вторая — для
западной части Сибирской платформы. Анализ этих схем показывает,
-что в обоих случаях наблюдается закономерное уменьшение литифици-
рованности пород от глубинных к верхним структурным этажам. Уста-
новлено также, что в пределах одного структурного этажа свойства по-
Инж.-геологичес- кие группы пород .-^слагающие Струн'^ортуии тури чтаичг^		Несцема №ат- ценные	Осадс коирМан Рмдт- ’ пенные	,чные Сцеыеш Слабые	<роданные Прочные	вулкано- генные \кооочные\ СлаВомегг моруизо!	Мет Сладомега- мррризМ	чморфиче Среднему морузизМ.	скис йиыюмт- норфшМ	Магмап Эффу- зивные	гические [Интру- зивные
ЧетВертичный		♦ ♦ ♦ . •								JT.	
	Палеоген- нсогенодый										
	Юрский- мелоВой										
	Среднедебонский- чимнепермский				1— — 1—						
	Чижне- средне - девонский									zzzz zzz zzzz	
Ршрейский  силурийский						-SL .	1 V * V	1	1			sss ИИИ NNn	wt; + ♦> + ♦ г г г г г
	Верхне зротервзойский							л	V	к. V V _V_ V v			
Архей- ншкнепри терозойский									FiFTT III HI lIlIH		t т т 1
»|zzz|ff | s s |hh|77|nn|/<?
Рис. 1. Распределение формаций по структурным этажам и инженерно-геологическим
группам пород в пределах восточной части Алтае-Саянской складчатой области.
Геолого-генетические комплексы I — аллювиальные, флювиогляциальные, гляцпальные.
Формации: 2 — краснопвстные, 3 — угленосные, 4 — туфогенно-террнгенные, 5 — терри-
генно-вулканогенные. 6 — терригенио-карбонатно-вулканогениые: 7 —флишевые; 8 —
молассовые; 9--карбонатные; 10—эффузивно-сланцевые; II—зслспослаццевые; 12 —
гряфнтисто-сланцевые; 13 — гнейсов и кристаллических сланцев. 14 — базальтовые;
15 —эффузивные; 16 — порфировые; 17 — порфиритовые; 18 — спилито-кератофировые;
19 — гранитоидные, 20 — гипербазитовые; 21 — габброидные
•род каждого петрографического типа остаются относительно постоянны-
ми, но качественно изменяются при перестройке структурного плана
(Голодковская, 1968). Это связано с изменением областей сноса, что ве-
дет к изменению минерального состава осадков с изменением тектони-
ческого режима осадконакопления, со спецификой постседиментацион-
иых тектонических процессов на каждом этапе. Вместе с тем из сравне-
ния схем явствует, что формации одного и того же структурного этажа
-в этих двух регионах могут быть сложены породами разных инженерно-
теологических групп. Эти различия не заметны в образованиях допалео-
23
зойского возраста, так как в обоих случаях последние представлены гсо-
сипклинальными регионально-метаморфизованными формациями. Сте-
пень метаморфизма при этом постепенно убывает от древнейших обра-
зований к более молодым. Архейские и пижнепрогерозойские комплексы
в обоих регионах метаморфизованы в стадии гранатовых и амфиболо-
вых сланцев, верхнепротерозойские отложения претерпели зеленокамсн-
Пнж геологичес те группы пород ---слагающие ные зтит^	(	о а до\ гровинные Умамьгн- hhlfi	Н UP.		Метаморфические			магмати- ческие
	Несцменти кеимот- ненные		Сиёментщ СлаЬые	званные Прочные	Сладомега- морризова»	1'пеИнемета- мерфнзован	Силыюмма- моррчзован	Интрузив- :>ые
Четвертичный								
Палеоген-^ неогеновый		*т 'J ‘ ' J. А 1 J 1 1 ~t~r~‘  * ’						
Прений - меловой								
ворхнекаменно угохьно- триа- совый								т т т т т т т т т Т т т
втхткемврийский верхнедемнекий				I * I ' !				
Нижне- хемврийский				О ООО S-J-! Ч				
Пирейский								
Архей - протерозойский							HHI инн IHH ннн	ж
/ ES? Kfi&k	lx-* |g ГтттИ*Ц//
Рис. 2. Распределение формаций по структурным этажам и инженерно-геологическим
группам порол в пределах юго-западной окраины Сибирской платформы. Геолого-гене-
тические комплексы: 1 — аллювиальные, флювиогляциальные. Формации: 2 — красно-
цветные; 3 — угленосные; 4 — туфогенные; 5 — терригенные; 6 — молассовые; 7 —
терригенно-карбонатные; 8 — карбонатные; 9 — гпейсов и кристаллических сланцев,
10 — трапповые; II — гранитоидные
ный метаморфизм, а рифейские толши метаморфизованы слабо, с обра-
зованием глинистых сланцев и окварцованных песчаников. Наиболее су-
щественны различия в нижнепалеозойских формациях обоих регионов.
Отложения кембрия-ордовика па Сибирской платформе образовались в
условиях эпиконтинентального моря и не несут следов метаморфизма,
хотя и представлены прочными сцементированными породами. Геосин-
клипальпые формации кембрийско-ордовикского возраста в пределах
Алтае-Саянской области заметно метаморфизованы, в составе их преоб-
ладают вулкано1енные комплексы. Начиная со среднего палеозоя и на
Сибирской платформе и в Алтае-Саянской области преобладают ороген-
ные образования, и сопоставление их ипжснерпо-геологических особен-
ностей снова подтверждает большое сходство тех и других. Особенно
ярко влияние однотипного палеотектонического и палеогеографического
режима проявилось в мезозойской угленосной формации, строение, со-
24
став пород, состояние и свойства которой одинаковы и в Канской впади-
не Сибирской платформы, и в Назаровской впадине Алтае-Саянской об-
ласти и в Чулымо-Енисейском районе Западно-Сибирской плиты. При
этом по-прежнему отмечается стадийность в литификации пород. Девон-
ские формации сложены осадочными породами, претерпевшими глубо-
кий петрогенез, мезозойские, палеогеновые и неогеновые отложения яв-
ляются среднслитифицированпыми образованиями, а комплекс четвер-
тичных осадков можно отнести к слаболитифицированным.
Приведенный пример убедительно показывает, что существует за-
кономерная связь между инженерно-геологическими показателями гор-
ных пород и основными этапами их геологической жизни. Связь эта
наиболее полно вскрывается при анализе размещения формаций одина-
ковою инженерно-геологического облика в различных структурно-текто-
нических зонах. Тесная связь формаций с тектоникой дает возможность
на основе современных представлений о геологическом строении земной
коры установить приуроченность определенных, самобытных в инженер-
но-геологическом отношении толщ пород (геологических формаций) к
конкретным тектоническим регионам. Эта связь позволяет также утвер-
ждать, что геолого-структурные факторы должны рассматриваться как
решающие при инженерно-геологическом районировании.
ГЛАВА 3
ПРИНЦИПЫ ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛ О ГИЧЕСКОГО
РАЙОНИРОВАНИЯ
Выяснение региональных инженерно-геологических зависимостей
требует описания отдельных территорий, объединенных общностью оп-
ределенных показателей, т. е. районирования. Наиболее обстоятельно
вопрос о принципах инженерно-геологического районирования разрабо-
тан И. В. Поповым (1957). Предложенная им общая принципиальная
схема последовательного инженерно-геологического районирования по-
лучила всеобщее признание. При районировании выделяются следующие
соподчиненные территориальные инженерно-геологические единицы: ре-
гион, область, район, участок.
Регионы выделяются по структурно-тектоническому признаку и
включают в себя структуры первого, второго и т. д. порядков или их
крупные части, соответственно чему на карте могут быть выделены ре-
гионы первого, второго и т. д. порядков. Как правило, в геологическом
строении верхних горизонтов региона участвует некоторое число опреде-
ленных структурных этажей, сложенных каждый определенными форма-
циями. Области выделяются в пределах одного региона по геоморфоло-
гическим признакам. Возможно выделение областей первого, второю и
т. д. порядков. В геологическом строении поверхностных отложений об-
ласти участвует некоторое определенное число генетических комплексов.
В район выделяются части области, имеющие единообразное строение,
«з определенного числа петрографических (литологических) комплексов.
Части района, различные по гидрогеологическим условиям и наличию
на них проявлений современных и древних экзогенных процессов, мо-
гут выделяться в подрайоны и участки.
Изложенные принципы нашли применение и были конкретизирова-
ны при инженерно-геологическом районировании различных частей тер-
ритории СССР. К настоящему времени их можно считать общеприня-
тыми.
25
Размещение в земной коре комплексов горных пород определенного»
инженерно-геологического облика контролируется региональными фак-
торами, и прежде всего историей геологического развития того или ино-
го участка земной коры на всех этапах существования горной породы:
от времени накопления осадка до современных гипергенных изменений.
С этих позиций структур но-тектонический подход к инженерно-геологи-
ческому районированию является наиболее правильным. Геолого-струк-
турные признаки как основа специального районирования приняты и в
смежных, важных для инженерно-геологической оценки местности, гео-
логических дисциплинах. Так, выраженность геологических структур в
рельефе (анализ морфоструктур) и характер пород положены в основу
геоморфологического районирования. Геолого-структурные особенности’
того или иного тектонического региона определяют условия формирова-
ния, движения и разгрузки подземных вод и являются основой для гид-
рогеологического районирования. Районирование территории распрост-
ранения многолстнемерзлых пород также осуществляется с учетом гео-
лого-структурной обстановки как одного из важнейших факторов, опре-
деляющих развитие мерзлоты.
Следует отметить, что структурно-тектонический подход к инженер-
но-геологическому районированию иногда используется формально, что
вызывает справедливые критические замечания. При построении схемы»
инженерно-геологического районирования авторы опираются на тектони-
ческое районирование территории СССР. Одним из главнейших призна-
ков тектонического районирования является возраст складчатости, т. е.
время превращения геоспнклинальной области в платформенную. Этот
же признак можно считать главнейшим и при инженерно-геологическом
районировании. Известно, что платформы и геосинклннальпые системы
характеризуются противоположными свойствами. Для платформ устой-
чивых, малоподвижных структур земной коры характерны свои рядьг
осадочных формаций, весьма ограничена роль магматических образова-
ний. Последние представлены либо особыми типами эффузнвов (базаль-
товые покровы), либо своеобразными типами интрузий (траппы Сибир-
ской платформы). Условия залегания пород платформенного чехла спо-
собствуют формированию своеобразных гидрогеологических структур —
систем артезианских бассейнов, а относительная стабильность в новей-
шее время является причиной образования равнин различного генезиса
как основного типа рельефа. Геосинклипальные области являются под-
вижными зонами земной коры. Наряду с осадочными формациями для
них типичны вулканогенно-осадочные и разнообразные интрузивные
комплексы. Особенно важно, что отложения, испытавшие складчатость,
претерпевают наиболее существенные изменения в степени литогенеза,
метаморфизма и в конечном итоге в прочности. Ранее было показано
(см. гл. 1), что изменения эти являются определяющими, фундаменталь-
ными и могут быть положены в основу региональных инженерно-геоло-
гических классификаций горных пород. Преобладание в геологическом
разрезе складчатых областей прочносцементированных пород способст-
вует формированию принципиально иных по сравнению с платформен-
ными гидрогеологических структур, массивов с преобладанием трещин-
ных вод. Высокая подвижность складчатых областей на новейшем этапе
геологической истории обусловливает формирование горного рельефа
как наиболее распространенного для этого тина морфоструктур, а так-
же высокую активность современных геологических процессов и другие,
важные для строительной оценки территории, особенности.
Наибольшие изменения в инженерно-геологической обстановке тер-
ритории происходят при смене тектонических режимов ее развития. Пе-
26
-реход от геосинклипального к орогенному или платформенному режиму
совершался в разных регионах в различное время. Стратиграфический
объем геосинклинальных, орогенных и платформенных формаций, их
набор, интенсивность складчатости, структурный план и многие другие
особенности формирования разновозрастных тектонических элементов
чрезвычайно важны. Поэтому разделение территории по возрасту склад-
чатости па наиболее крупные единицы — инженерно-геологические ре-
гионы первого порядка — является не произвольно выбранным призна-
ком, а отвечает наиболее резким, качественным изменениям в инженер-
но-геологической обстановке различных участков земной коры.
Инженерно-геологические регионы первого порядка являются ог-
ромными территориями, объединяющими различные геологические струк-
туры. Для древних платформ наиболее существенным в инженерно-гео-
логическом отношении является выделение в их пределах стпуктур
складчатого фундамента, являющихся объектом инженерной деятель-
ности человека в пределах щитов, и структур платформенного чехла. Ин-
женерно-геологические условия платформенных щитов весьма своеоб-
разны. Их слагают формации докембрийского (преимущественно дори-
фейского) возраста, претерпевшие длительный и интенсивный регио-
нальный метаморфизм (гнейсы, кристаллические сланцы, кварциты).
Прочность этих пород в ненарушенном состоянии заведомо достаточна
для возведения сооружений любого типа. Основными факторами, сни-
жающими прочность массивов, являются тектоническая раздроблен-
ность, трещиноватость и вывстрслость. Для всех щитов характерно ши-
рокое развитие региональных разрывных нарушений, обычно образую-
щих строго ориентированные протяженные системы и сопровождающих-
ся зонами повышенно трещиноватых пород мощностью от нескольких
сотен метров до нескольких километров. Помимо региональных разло-
мов широко развиты разрывные дислокации более высоких порядков.
Разрывная тектоника имеет решающее значение и в формировании гид-
рогеологических условии щитов. Для них типичны воды трещинного ти-
па. Золы разломов, как правило, повышенно обводнены, являются путя-
ми сосредоточенной фильтрации подземных вод. В области вечной мерз-
лоты зоны разломов обычно характеризуются аномально-малыми мощ-
ностями мерзлых пород и их относительно высокой температурой. При
строительстве наибольшие осложнения также приурочены к зонам раз-
ломов. На таких участках наиболее вероятны обрушения откосов карь-
еров и котлованов, вывалы горных пород в шахтах и тоннелях, повы-
шенные водопритоки.
Иными инженерно-геологическими условиями характеризуются
структуры осадочного чехла древних платформ. В геологическом строе-
нии верхних горизонтов положительных структурных форм (ашеклиз)
преобладают палеозойские отложения, представленные упрочненными
разностями пород: плотными, часто аргиллитонодобными глинами, алев-
ролитами. песчаниками. Широко распространены карбонатные толтпи,
обусловливающие широкое развитие карстовых процессов. Синеклизы,
как правило, сложены мезозойскими песчано-глипистыми отложениями.
Они являются удовлетворительным основанием для всех ныне сущест-
вующих наземных сооружений. Значительно менее устойчивы эти поро-
ды на природных склонах и в бортах искусственных выемок. С ними
связаны наиболее крупные территории развития оползней как в евро-
пейской части СССР (в меловых, юрских и верхнепермских породах бас-
сейнов Волги, Оки и Камы), так и на Сибирской платформе (в юрских
и пермско-каменноугольных отложениях Ангары. Енисея и Лены). Гид-
рогеологические условия характеризуются преобладанием пластово-по-
27
ровых вод, образующих в гидрогеологическом разрезе несколько слож-
но построенных водоносных комплексов. С разгрузкой этих вод в строи-
тельные выработки могут быть связаны прорывы плывунов, суффози-
онно-карстовые провалы, высокий напор артезианских вод может
вызвать значительное «взвешивающее» давление на основания соору-
жений.
Особыми инженерно-геологическими условиями характеризуются и
молодые платформы (плиты) Верхнюю часть разреза слагают кайно-
зойские, в основном четвертичные, отложения значительной мощности.
Главной инженерно-геологической особенностью пород этого комплекса
является незавершенность процессов прогрессивного литогенеза. Пески
обладают высокой пористостью, глины пластичные, сжимаемые и спль-
носжимаемые, часто набухающие. Горизонтальное залегание пород, вы-
держанность фаций на больших площадях способствуют формированию-
горизонтов поровых вод, разделенных региональными водоупорами. При
строительстве в этих районах возможен выпор пород в котлованах а
результате набухания и разгрузки глин, суффозия и оплывание песча-
ных откосов, оползни. Высокая сжимаемость пород ограничивает до-
пускаемые на пих нагрузки.
В складчатых областях различия в инженерно-геологических усло-
виях наиболее отчетливо выступают при сравнении антиклинальных и
синклинальных зон с передовыми и межгорными прогибами и впадина-
ми. С позиций региональной инженерной геологии для складчатых со-
оружений типичны: полиминеральпый состав и «многопородность» оса-
дочных комплексов; широкое распространение вулканогенных и вулка-
ногенно-осадочных формаций; весьма большая изменчивость разреза;,
существенно разнос строение одновозрастных комплексов пород в раз-
личных структурно-фациальных зонах; широкое развитие интрузивных
пород, особенно гранитоидного состава, в том числе плутонов с обшир-
ными ореолами контактово-измененных пород; сложная дислоцирован-
ность, как пликативная, так и дизъюнктивная, обусловливающая значи-
тельную тектоническую трещиноватость пород; преобладание подземных:
вод трещинного или трещинно-карстового типа; неравномерная обвод-
ненность массивов; высокая мобильность структур, сохранившаяся и на
новейшем этапе, и связанная с ней повышенная сейсмичность.
В сложно построенных синклинальных и антиклинальных сооруже-
ниях пет резко различающихся друг от друга структурных ярусов. Все
комплексы пброд принадлежат геосинклинальным формациям, в той или
иной мерс метаморфизованы и сложно дислоцированы. Тем не менее
в них так же можно выделить несколько структурных этажей, каждый
из которых сложен определенной группой формаций, отличающейся от
других по степени упрочнения пород, характеру региональной трещино-
ватости и другим инженерно-геологическим параметрам. Ядра антикли-
нориев часто сложены породами пижпих структурных этажей, более ин-
тенсивно метаморфизованными. Синклинории выполнены менее мета-
морфизованными толщами пород верхних структурных этажей. Сущест-
венно различны условия обводненности синклинальных и антиклиналь-
ных структур, особенно в случае пластовой проницаемости горных по-
род. Все эти различия достаточно существенны для того, чтобы указан-
ные структурные элементы рассматривать в качестве самостоятельных
инженерно-геологических регионов второго и третьего порядков.
Ряд характерных инженерно-геологических особенностей имеют кра-
евые и межгорные прогибы. В их геологическом строении обычно при-
нимают участие формации с весьма отрицательными инженерно-геологи-
ческими свойствами — сульфатно-доломитовые и солепосные, в которых:
28
особенно интенсивно протекают процессы карстообразования. Те же осо-
бенности разреза обусловливают своеобразие гидрогеологических усло-
вий — широкое распространение засоленных подземных вод, часто аг-
рессивных. Характер геологических структур прогибов благоприятствует
формированию артезианских бассейнов с высокими гидравлическими на-
порами.
В пределах каждого из перечисленных выше регионов первого по-
рядка следует выделять инженерно-геологические регионы второго по-
рядка, объем которых обычно отвечает крупным структурным формам:
синеклизам и антеклизам, синклинориям и антиклинориям, платформен-
ным щитам, межгорным и передовым прогибам и др. Выделением регио-
нов по структурно-тектоническому признаку при инженерно-геологичес-
ком районировании достигается обособление территорий, сложенных оп-
ределенным набором геологических формаций, характеризующихся оп-
ределенной дислоцированностью и метаморфизмом. Отдельные части их
могут существенно различаться по истории геологического развития за
новейший этап, характеру неотектопических движений и новейших
структур, строению рельефа.
Учет и анализ новейших тектонических движений и новейших струк-
тур при районировании позволяет более полно выявить инженерно-гео-
логические особенности территорий. Разделяя регионы на инженерно-
геологические области с учетом направленности и интенсивности новей-
ших тектонических движений, можно обособить территории, характери-
зующиеся определенными закономерностями в строении четвертичных
отложений, рельефа, обводненности поверхностной толщи, интенсивно-
сти геологических процессов — факторов, чрезвычайно важных для
строительной оценки территории. Особенно велика роль новейших дви-
жений в формировании инженерно-геологических условий речных долин.
Объективная оценка неотектоники необходима здесь как для областей
устойчивого прогибания и аккумуляции, где часто формируются переуг-
лубленпые долины, выполненные аллювиальными осадками большой
мощности, так и для областей устойчивых поднятий и денудации, для
которых нередко характерна приуроченность долин к различным текто-
ническим нарушениям. В областях поднятий и горообразования, где диф-
ференцированность новейших движений проявляется особенно четко, вы-
деление относительно приподнятых и опущенных блоков позволяет ус-
тановить закономерности в строении склонов, склоновых отложений и в
склоновых процессах, выделить участки повышенной открытой трещино-
ватости и связанные с ними отрезки речных долин, обратить внимание
проектировщиков на наиболее подвижные швы, в зонах которых можно
ожидать значительного увеличения горного давления, повышенных мощ-
ностей выветрелых и тектонически раздробленных пород.
Используя неотектонический анализ при инженерно-геологическом
районировании, как и в предыдущих случаях, следует основываться
иа тех общих положениях, которые приняты в настоящее время при со-
ставлении пеотсктонических карт и неотектоническом районировании.
Авторы их исходят из того положения, что огромные территории мате-
риков за новейший этап развития приобрели новые структурно-тектони-
ческие формы и должны быть разделены на материковые платформы,
области материкового горообразования и современные геосинклиналь-
ные области '. Материковые платформы характеризуются слабыми про-
явлениями новейших тектонических движений, малыми градиентами ско-
ростей и преобладанием общих слабых поднятий (Восточно-Европейская
1 Карта новейшей тектоники СССР, масштаба 1 :5 000 000, 1959.
29
равнина, Средпе-Сибирское плоскогорье, Центральный Казахстан) или
относительных опусканий (Западно-Сибирская, Туранская и Прикаспий-
ская низменности). В пределах материковых платформ в качестве под-
областей выделяются морфоструктуры второго порядка, различающиеся
направленностью и интенсивностью новейших движений на протяжении
длительного периода, а также морфологическими особенностями фунда-
мента. Области материкового горообразования в зависимости от интен-
сивности проявления процессов горообразования и величины градиентов
тектонических движений также делятся на подобласти. Каждая из та-
ких подобластей охватывает зоны различной по возрасту складчатости
(докембрийской, палеозойской, мезозойской, альпийской) с учетом осо-
•бенностей предшествующего этой складчатости геологического развития
(платформенного или геосинклинального).
На первый взгляд может показаться, что в неотектопическом рай-
онировании полностью идентифицированы древние и новейшие структу-
ры и что специальный анализ последних с инженерно-геологических по-
зиций не обязателен, так как при выделении инженерно-геологических
регионов уже учтены их структурно-тектонические особенности. В дей-
ствительности в большинстве случаев древние структуры значительно
переработаны в новейший тектонический этап, их границы не совпада-
ют с новейшими структурами, многие современные морфоструктуры яв-
ляются обращенными но отношению к древним. В общем случае, по мне-
нию ряда исследователей, в горно-складчатых сооружениях образование
морфоструктур происходит из-за срастания древних структур, вовлече-
ния в горообразовательный процесс краевых зон платформ, и новейшие
структуры имеют часто гетерогенный состав. На платформах часто на-
•блюдается обратная картина: крупные древние структуры платформен-
ного чехла дробятся, дифференцируются н создаются морфоструктуры
меньшего объема, чем выделяемые на тектонических картах аналогич-
ные образования.
Неотектонические движения и создаваемые ими морфоструктуры яв-
ляются главным фактором, определяющим современный рельеф, и по-
этому представляется наиболее оправданным учитывать их при выделе-
нии инженерно-геологических областей — таксономических единиц, обо-
собляемых по геоморфологическим признакам. При инженерно-геологи-
ческом анализе местности геоморфологическая характеристика ее долж-
на отражать генезис и историю формирования рельефа, его возраст,
связь с рельефом характера и размещения поверхностных отложений,
грунтовых вод, современных экзогенных геологических процессов, опи-
сание морфоструктуры, морфоскульптуры, морфометрии рельефа, явля-
ющихся важнейшими признаками строительной оценки территории. Со-
временные схемы геоморфологического районирования учитывают эти
признаки и могут служить основой для ниженерно-геологической типи-
зации территорий ио геоморфологическим признакам, т. е. для выделе-
ния инженерно-геологических областей.
На обзорных геоморфологических картах принято показывать ти-
пы рельефа, т. е. территории, в пределах которых сохраняется законо-
мерное сочетание форм рельефа, обусловленное общностью развития,
геологической структурой, новейшими тектоническими движениями и
ведущими экзогенными процессами. При этом в качестве крупнейших
геоморфологических элементов суши рассматриваются аккумулятивные
равнины, денудационные равнины и плато, эрозионно-тектонические го-
ры и нагорья.
Аккумулятивные равнины, представляющие области преимущест-
венно новейших опусканий, принято подразделять в зависимости от
30
главных факторов морфогенезиса на морские, озерные, озерно-ледиико-
вые, ледниковые и др. Внутренняя структура каждого из указанных ти-
пов равнин, как известно, существенно зависит от возраста, т. е. от вре-
мени геологического обособления территории с данным типом рельефа
от соседних участков земной коры с иным рельефом. По этому призна-
ку различаются плиоцен-нижнеплейстоценовыс, среднсплейстоценовыс,
верхнеплейстоценовые, голоценовые аккумулятивные равнипы. Обособ-
ление подобных геоморфологических элементов имеет важное инженер-
но-геологическое значение, так как позволяет охарактеризовать терри-
торию не только по строению рельефа, но и по генезису и возрасту об-
разующих этот рельеф новейших, в большинстве случаев четвертичных,
отложений. Поэтому совершенно правомерно, что аккумулятивные рав-
нины определенного генезиса и возраста рассматриваются как инженер-
но-геологические области первого или второго порядков.
Крупнейшие на территории СССР равнины (Восточно-Европейская
и Западно-Сибирская) имеют огромные протяжения в меридиональном
направлении. Важным событием в истории формирования этих равнин
были оледенения. Надвигавшиеся с севера ледники, с одной стороны,
подчинялись рельефу их ложа, созданного неотектоническими движени-
ями, а с другой стороны, создали разнообразные аккумулятивные, экза-
рационные и гляциотектонические формы рельефа. Ледники двигались
в меридиональном направлении и их рельефообразующее влияние скла-
дывалось с влиянием на формирование рельефа широтной климатичес-
кой зональности, что привело к зональному распространению основных
генетических типов рельефа на равнинах СССР. Северные пространст-
ва их слагают области ледниковой аккумуляции различного возраста,
важным элементом которых является, например, моренный пояс Русской
равнины. К югу располагается область полесий, а еще южнее — обшир-
ные территории степей с лессовым покровом. Таким образом, при инже-
нерно-геологической оценке местности требуется всесторонний подход к
классифицированию геоморфологических элементов: неотектонический,
палеогеографический и современный физико-геологический. Примером
такого подхода является схема инженерно-геологического районирова-
ния Западно-Сибирской платформы. Денудационные равнины и плато-
являются областями преимущественно слабых новейших поднятий.
Дальнейшее классифицирование их в инженерно-геологических целях
проводится в зависимости от характера геологических структур, на ко-
торых они сформированы. В качестве различных типов инженерно-гео-
логических областей различаются равнины и плато на горизонтально-
лежащих осадочных отложениях (Тургайский прогиб, Рыбинская впади-
на); плато па осадочных породах, интрудированных траппами (Приана-
барское, Приениссйское и др.); плато на горизонтально лежащих или
пологопадающих эффузивных породах (Тунгусский массив), на древнем
кристаллическом основании (Балтийский щит) и др.
Горные области складчатых зон образуют в рельефе линейные оро-
генные пояса. Горные пояса ио геологической истории их развития в
эпоху, предшествующую горообразованию, могут быть эпиплатформен-
ными или эпигеосинклинальными. В полном ее развитии горная страна
может быть представлена горными сооружениями и сопряженными с
ними межгорными и предгорными впадинами. Анализ рельефа горных
стран позволяет установить весьма важную общую черту строения гор-
ного рельефа — географическую или геоморфологическую зональности
(Костенко, 1970).
В условиях оптимального развития горной страны в сопряженных
системах главных движений (горных сооружений и ограничивающих их
31
Предгорных и межгорных впадин) сверху вниз выделяются четыре гео-
морфологические зоны с различным типом склонов и склоновых процес-
сов. Эти зоны расположены друг над другом: две в пределах горного со-
оружения (первая — внутренняя, вторая — внешняя горные зоны) и
две — предгорная и подгорно-равнинная, — соответственно простираю-
щиеся на склонах и в центральных районах межгорных и предгорных
впадин. Внутренняя горная зона характерна высокоподнятым, но слабо-
илн умеренно расчлененным рельефом. Она свойственна главным обра-
зом обширным горным сооружениям, у которых внутренние районы зна-
чительно удалены от главных базисов денудации. Так, например, высо-
коподнятый, но умеренно расчлененный рельеф описан во внутренних
районах горного сооружения Восточного Санна. В Тянь-Шане это рель-
еф сыртов, а на Памире — рельеф восточного н внутренних районов
Центрального, а также Северного Памира. В Копетдаге высоко подня-
тый, но умеренно и слабо расчлененный рельеф сохранился фрагментар-
но в центре горного сооружения. Значительные фрагменты этого релик-
тового рельефа встречаются вдоль южной государственной границы
Туркмении.
На Малом Кавказе древний умеренно расчлененный и высокопод-
нятый рельеф сохранился фрагментарно, а в пределах горного сооруже-
ния Большого Кавказа он фактически отсутствует. Близость главных
базисов эрозии — Черного и Каспийского морей в сочетании с линейно-
вытянутой и сравнительно узкой формой общего поднятия горного со-
оружения Большого Кавказа в альпийскую фазу его формирования при-
вели к полному уничтожению этого древнего реликтового рельефа пер-
вых этапов развития горного сооружения. В зависимости от высоты, на
которую был поднят рельеф первой геоморфологической зоны, на поло-
гих склонах выше снеговой линии развиваются гляциально-солифлюк-
ционные процессы, а ниже снеговой границы — делювиальные и грави-
тационно-делювиальные.
Вторая, или внешняя горная геоморфологическая, зона является на-
иболее глубоко расчлененной в каждом горном сооружении. В высоко-
горных странах рельеф этой зоны приобретает альпинотипный облик.
Эта зона является наиболее типичной н присутствует во всех без исклю-
чения горных сооружениях Евразийского орогенного пояса. Она отвеча-
ет главному этапу становления горной страны. На Кавказе весь рель-
еф горного сооружения отвечает рельефу внешней горной геоморфоло-
гической зоны. Этот же тип рельефа достигает своего наиболее полного
развития на Западном Памире и во внешних районах Северного Пами-
ра, т. е. районах, пограничных с межгорной впадиной. Почти весь Гис-
саро-Алай и внешние районы Центрального и Северного Тянь-Шаня
представлены глубоко расчлененным рельефом внешней горной зоны,
лежащей частично выше, а частично — ниже снеговой границы. Почти
весь Центральный и Восточный Копетдаг также представлен рельефом
внешней горной зоны. Склоны внешней горной зоны — самые крутые н
обширные у каждого горного сооружения. Поэтому они являются аре-
ной развития склоновых процессов наибольшей интенсивности, наиболь-
шего территориального распространения и в генетическом отношении
наиболее разнообразных.
Предгорная геоморфологическая зона располагается в области нео-
геновой аккумуляции, втянутой с позднего плиоцена и в течение плей-
стоцена в расширяющиеся поднятия горного сооружения. Поэтому она
как бы обрамляет системы хребтов, располагаясь на их склонах, общих
со смежными сопряженными впадинами. Рельеф этой зоны молодой и
характеризуется быстрым угасанием интенсивности расчленения в на-
32
правлении к центральным районам смежных впадин. Для Евразийского
орогенного пояса предгорная зона в современную эпоху во внеледннко-
вой области повсеместно располагается ниже снеговой границы, но в
эпоху наибольшего оледенения в некоторых высокогорных странах в
зону' преторий проникали концы больших древовидных ледников.
Склоны в зоне предгорий характеризуются ограниченным их распрост-
ранением с постепенным уменьшением их площади и крутизны в пря-
мой зависимости от интенсивности- расчленения. Соответственно наблю-
дается и смена гравитационных процессов делювиальными.
Четвертая зона — зона предгорных равнин, приурочена к наиболее
активно прогибающимся участкам впадин горной страны — от неболь-
ших внутрнгорпых мульдообразпых впадин до обширных межгорных н
предгорных прогибов. Здесь расчленение минимальное (для каждой
данной страны) и соответственно крайне ограниченное распространение
имеют склоны и склоновые процессы. Они приурочены, главным обра-
зом, к уступам террас.
Разделение регионов на ннжснерно-геологические области разных
порядков в соответствии с рассмотренной схемой позволяет обособить
территории с одинаковым геоморфологическим строением и тесно свя-
занными с рельефом генетическими комплексами новейших отложений.
Оно позволяет также учесть обводненность территории, обусловленную
грунтовыми водами, так как обильность последних, условия формирова-
ния, режим и динамика во многом определяются характером рельефа,
составом и сложением поверхностных образований.
Выделением инженерно-геологических областей заканчивается рай-
онирование, принятое при описании территории в настоящей моногра-
фии. Не следует забывать, однако, что слагающие область горные по-
роды могут существенно различаться составом, структурно-текстурными
характеристиками, состоянием и физико-механическими свойствами, а
также связанными с особенностями геологического строения экзогенны-
ми процессами и гидрогеологическими условиями. Как указывалось, по
этим признакам внутри областей выделяются инженерно-геологические
районы. Обычно границы районов совпадают с границами распростра-
нения пород одной геологической формации или одного геолого-генети-
ческого комплекса.
Важное значение при инженерно-геологическом районировании име-
ет выбор такой схемы, которая позволила бы учесть не только регио-
нальные, но и зональные закономерности инженерно-геологических ус-
ловий. Выше неоднократно подчеркивалось, что влияние зональности
как широтной, так и вертикальной, сказывается на формировании опре-
деленных генетических типов континентальных неоген-четвертичных от-
ложений и рельефа, составе и условиях залегания грунтовых вод, воз-
никновении и интенсивности многих экзогенных геологических процес-
сов. В региональном цлаие роль географической зональности особенно
велика в связи с широким распространением на территории СССР мно-
голетнемерзлых пород. В самом начале этого раздела указывалось, что
и в этом случае контролирующее положение занимают региональные,
структурно-тектонические факторы. Отмечалось также, что в мерзлотно-
геологическом районировании наметились также отчетливые тенденции
основываться на геолого-структурных закономерностях. Геолого-струк-
турный подход к выделению крупнейших таксономических единиц (ре^
гионов и областей) был принят при инженерно-геологическом райониро-
вании территорий вечной мерзлоты и в настоящей монографии.
Распространение и характер вечной мерзлоты зависят от условий
теплообмена пород на поверхности, условий теплопередачи внутри мас-
33
сива горных пород и нижпих граничных условий теплообмена, опреде-
ляемых теплопотоками снизу. Решающее влияние на формирование ус-
ловий теплообмена на поверхности Земли оказывают климат, строение
рельефа, гидрология, геоботанические факторы; температурный режим
мерзлой толщи и ее строение определяются геологическими фактора-
ми — составом, строением и мощностью четвертичных отложений, а так-
же условиями залегания, составом, трещиноватостью подстилающих по-
род; величины кондуктивных теплопотоков существенно зависят от гид-
рогеологических факторов. Многочисленными исследованиями показано,,
что в зависимости от перечисленных факторов в пределах одной клима-
тической зоны изменения в мерзлотных условиях (мощность температу-
ра мерзлоты) могут быть не менее резкими, чем при переходе от одной
зоны к другой. Важно подчеркнуть, что для ипжеперно-геологической’
оценки территории важны не только мощность и температура много-
летнемерзлых пород, но и их литолого-генетические особенности, опре-
деляющие криогенное строение толщи, глубину сезонного протаивания,
льдистость, мерзлотные процессы и другие важные характеристики. Из-
ложенные соображения позволили использовать приведенную выше об-
щую схему инженерно-геологического районирования и для территорий
развития мпоголетнемерзлых пород. Систематическое инженерпо-геоло-
гическое описание в настоящей монографии выделенных регионов пока-
зало, что мерзлотные особенности их вскрываются при этом достаточно»
убедительно и полно.
Рассмотренные в настоящей главе положения свидетельствуют о
больших преимуществах геолого-структурпого подхода к инженерно-
геологическому районированию. Разделение территории на соподчинен-
ные единицы по изложенной схеме позволяет выявить закономерности?
распространения в земной коре горных пород, имеющих определенный
инженерно-геологический облик, установить закономерности строения
слагаемых ими комплексов в различных структурно-фациальных усло-
виях, показать условия залегания и характер дислоцированности горных
пород в разных тектонических структурах, выявить закономерности’
строения рельефа и распространения отдельных его типов, а также осо-
бенности неотектопической обстановки, установить изменения гидрогео-
логических условий в зависимости от геолого-структурных и геоморфо-
логических факторов, обособить территории, характеризующиеся*
определенными типами и направленностью современных геологических
процессов, учесть влияние зональных факторов на формирование инже-
нерно-геологической обстановки. Принятая схема дает возможность ти-
пизации инженерно-геологических обстановок и открывает пути к их ко-
личественной оценке и региональному комплексному прогнозированию
изменений, вызванных инженерной деятельностью.
В заключение следует сказать еще об одном, практически важном*
преимуществе геолого-структурного подхода к инженерно-геологическо-
му районированию. Общая геологическая изученность территории СССР*
значительно более подробна, чем ее инженерно-геологическая изучен-
ность. В этих условиях чрезвычайно важно иметь метод, позволяющий
при планировании и организации специальных изысканий получить мак-
симальное количество инженерно-геологических сведений на основе име-
ющихся геологических материалов.
Инжеперпо-геологическое районирование территории СССР, осно-
ванное на изложенных идеях, выполнено в настоящей монографии как.
региональное: каждая последующая территориальная единица обособ-
лена внутри предыдущей и является непрерывной в пространстве. Наи-
более крупные таксономические подразделения инженерно-геологические-
34
регионы первого порядка, выделяются в соответствии с современными
тектоническими схемами (рис. 3).
На территории СССР такими регионами в соответствии с тектони-
ческой схемой, составленной А. А. Богдановым (1964), являются: 1 —
регионы древних докембрийских платформ (Русской и Сибирской); II —
регионы молодых эпипалеозойских плит (Западно-Сибирской, Туран-
ской, Скифской); III — регионы байкальской складчатости (Байкаль-
ский, Енисейский, Туруханский, Таймырский); IV — регионы раннепа-
леозойской (каледонской) складчатости (Алтае-Саянский, Западно-Ка-
захстанский); V — регионы позднепалеозойской (гсрцинской) складча-
тости (Уральский, Восточно-Казахстанский, Тянь-Шаньский); VI —
регионы мезозойской складчатости (Верхоянский, Восточно-Забайкаль-
ско-Приамурский, Охотско-Чукотский и др.); VII — регионы альпийской
складчатости юга СССР (Карпатский, Крымский, Кавказский, Копет-
дагский, Памирский); VIII — регионы альпийской складчатости Востока
СССР (Камчатский, Сахалинский). Следует, однако, оговориться, что в
•структуре монографии допущены некоторые изменения схемы райониро-
вания, вызванные желанием дать монографическое описание террито-
рий, единых не только в инженерно-геологическом, но и в территориально-
экономическом отношении (Казахстан, Средняя Азия, Дальний Восток).
Внутри каждого региона первого порядка выделены территории (ре-
гионы второго порядка), отвечающие, как правило, крупным геолого-
структурным элементам платформ или складчатых областей. Западно-
Сибирская плита рассматривается как единый инженерно-геологический
регион и разделяется на инженерно-геологические области, что позволи-
•ло более полно показать инженерно-геологические особенности отдельных
ее частей, обусловленные строением приповерхностной толщи и широт-
ной зональностью.
Принципиальная схема последовательного инженерно-геологичес-
кого районирования, изложенная выше, может быть принята за основу
и при инженерно-геологической типизации территории, т. е. при так
'Называемом типологическом районировании. Применительно к задачам
последнего определенными типами инженерно-геологических регионов,
•обладающих сходством наиболее важных инженерно-геологических черт,
можно назвать уже рассмотренные выше щиты древних платформ,
структуры нх осадочного чехла, молодые плиты, структурные образова-
ния складчатых стран. При типологическом районировании территории
на уровне инженерно-геологических областей в качестве самостоятель-
ных типов могут рассматриваться аккумулятивные равнины различного
генезиса и возраст, разнообразные денудационные плато и горные со-
оружения.
Достоинства типологического районирования очевидны. Типологи-
•ческое инженерно-геологическое районирование (инженерно-геологиче-
ская типизация территории) позволяет сравнивать разобщенные в про-
странстве таксономические единицы одного типа, использовать резуль-
таты изысканий, проектирования и строительства для экстраполяции на
неизученные территории, широко пользоваться методом инженерно-гео-
логических аналогий для прогнозирования изменений, вызываемых хо-
зяйственной деятельностью человека. Весьма важно, чтобы н региональ-
ное и типологическое районирование выполнялись по единым призна-
кам. Предлагаемая схема и в этом смысле представляется достаточно
плодотворной.
35
yoHJ?h
Рис. 3. Схема инженерно-геологического районирования территории
СССР.
I — Регионы Русской платформы: I» — Балтийский (Балтийский
щит); 1г — Украинский (Украинский кристаллический массив); к—
Тиманский (Тиманская антеклиза); I» — Прибалтийский; Т» —Мо-
сковский (Московская синеклиза); I»— Печорский (Печорская си-
неклиза); Ь- - Дпепрозско-Донецкий (Днепровско-Донецкая синекли-
за и се обрамление): I»— Воронежский (Воронежская антеклиза);
1о — Приволжский (Приволжское поднятие); 1ц>— Волго-Уэальский
(Волго-Уральская антеклиза); 1ц—Донецкий (Донецкий бассейн);
Г is —Прикаспийский (Прикаспийская синеклиза и ее обрамление);
Iо — Предкавказский:	I и — Причерноморский (Причерноморская
впадина); 1ц— Предкарпатский (Предкарпатский поогиб)
II — Регионы Сибирской платформы* Ik— Анабарский: П»— Алдан-
ский; Пл — Енисейский: Ik — Норильске Турухапский; II» — Приана-
барский; ТЦ — Приялдянский; II? — Оленекский: II» — Восточио Ени-
сейский. II» — Ангарский: II<> — Прибайкальский: Пи—Тунгусский;
Пи —Западно-Тунгусский: Пи — Восточно-Тунгусский; Пн — Та-
сеевский; Iks— Ангаро-Ленский: 1Т»П — Иркутский: Пп — Канский:
Hie — Рыбинский: П|» — Аигаоо-Вилюйский: IL»— Вилюйгкий; Пл—
Аиабаро-Леиский; П»» — Приверхояпский
III — Регионы Забайкальской складчатой страны* IIIt — Байкало-
Становой* Ills—Джуглжуро-Стаиовой. Ills — Байкало-Патомский:
Ilk — Селеигино-Витимский; Tils — Монголо-Охотский.
IV--Регионы Алтае-Саянской складчатой страны: IV( — Восточно-
Саянский; IVs — Саигилеиский: IV-> — Саяно-Алатаускнй; IV» — За-
падно-Саянский; IV.» — Тувинский: IV» — Минусинский: IV? — Гооно-
Алтайский; IV» — Саланрский; IV» — Неня-Чумышский; IVie — Куз-
нецкий: IVi 1 — Колываиь-Томский
V — Регионы Казахской складчатой страны* V< — Северо-Тяньшань-
ский; Vi — Чингиз-Тарба-атайский; Vi — Джунгарский; V« — Алтай-
ский (Рудный Алтай); V» - Иртыш-Зайсанский; V» — Аляколь-Бал-
хашский; V? — Кокчетав-Улутауский; V»--Центрально-Казахстан-
ский.
VI — Регионы Урало-Новоземелчской горной страны: Vk — Пай-
Хой — Новоземельскнй; Vh — Западно-Уральский. Vk— Централь-
но-Уральский; Vk — Восточно-Уральский; VL— Магнитогорский;
VI» — Урало-Тобольский.
(HI — Регионы Таймыро-Североземсльской складчатой страны: VIIt—
Таймыро-Североземельский; VTT2 — Предтаймырский.
VIII — Инженерно-геоло! нческие области Западно-Сибирской плиты:
А — преимущественного развития четвертичных морских отложений;
Б — то же ледниковых четвертичных отложений; В—то же озерио-
аллювиальных верхнеплиоцеи-четвертичных отложений; Г — то же
континентальных мезокайнозойских отложений; Д — тоже верхнечет-
вертичных и современных аллювиальных отложений (крупных реч-
ных долин).
IX —Регионы Тураиской плиты: IXt — Тургайский; IX, — Мангыш-
лак-Устюртский; 1Х3 — Амударьинский; 1Х4 — Сырдарьипский; IX»—
Чу-Сарысуйский.
X —Регионы горно-складчатых сооружений Средней Азии: Xt —
Севе.эо-Тяньшаньский; Х2 — Срединно-Тяиьшаньский; Хз — Южно-
Тяпьшапьский; Х« Южно-Таджикский; Х$ — Ферганский; Х6 Прн-
ташкентский; Х7 — Центрально-Кызылкумский; Х8 — 1 (амирский;
X» — Копетдагский; Хц> — Предкопетдагский; Xi 1 — Западно-Турк-
менский, Хи — Больше-Балхаиский.
XI — Регионы Тихоокеанской геосииклииальиой области XL—Омо-
лонский; Х18— Верхоянский; XL — Яио-Колымский; XL— Прико-
лымский; Xis — Момский; Х1«— Олойский, XL — Восточно-Чукот-
ский; XI» — Анюйско-Чукотский; Х1а — Чукотский; XLo — Охотский;
XLi — Пеижинско-Анадырский; ХЬг — Тауйско-Тайгоносский; XLs —
Корякский; XLs— Анадырский; XLs — Хингано-Буреинский; XLa —
Тукурингра-Джагдинский; XL? — Удский; XI и — Буреинский;
XIt« — Амуро-Зейский; Х12о — Верхне-Зейский; XLi — Арссньевский;
XI22 — Сихотэ-Алинский; ХГ23 — Нижне-Амурский; XI2i — Средне-
Амурский, XLs — Прихаикайский: XLe— Восточно-Сихотэ-Алипский;
XL? — Сахалинский; Х1г8 — Курило-Камчатско-Олюторский.
XII — Регионы Альпийской складчатой системы юга европейской час-
ти СССР: XIL — Карпатский; XIL — Закарпатский; ХП.з — Крым-
ский; XIL — Терско-Каспийский и Кусаро-Дивнчинский; ХИ, —Ин-
доло-Кубанский; ХПв —Мегаантиклннорий Большого Кавказа;
XIL — Рионский (предгорные прогибы Западной Грузии; Колхид-
ский прО1иб); Xllg — Дзирульский (Дзирульско-Окрибская зона под-
нятий); XII» — Куринский (Куринская впадина, Лпшероно-Кобы-
станский прогиб); XILs — Мегааитиклипорий Малого Кавказа.
Границы* XIII — инженерно-геологических регионов первого поряд-
ка; XIV — инженерно-геологических регионов второго порядка;
XV — инженерно-геологических областей
ЧАСТЬ II. РУССКАЯ ПЛАТФОРМА
ВВЕДЕНИЕ
В пределах Русской, или Восточно-Европейской платформы, распо-
ложена значительная часть РСФСР, Белорусская, Украинская, Латвий-
ская, Литовская, Эстонская, Молдавская и часть Казахской ССР. Это
наиболее промышленно развитая и густонаселенная часть Советского
Союза, занимающая ведущее положение и в области сельскохозяйст-
венного производства. В ее недрах скрыты большие запасы угля, нефти,
природного газа, черных металлов и многих других полезных ископае-
мых.
По строению рельефа Русская платформа представляет собой ти-
пичную равнину с небольшой амплитудой высот. Природа Русской рав-
нины многообразна. На севере, вдоль берегов Полярного бассейна, тя-
нется безлесая тундра. Значительная часть этой суровой по климати-
ческим условиям зоны занята многолетней мерзлотой. К югу тундра
сменяется широкой полосой лесов, а еше южнее — плодородными сте-
пями. Только на крайнем юго-востоке, в Прикаспии, степи переходят в
полупустыни и пустыни. Русская платформа наиболее изученная в ин-
женерно-геологическом отношении часть Советского Союза. Геологиче-
ские исследования для обоснования строительства крупных сооружений
(преимущественно железнодорожных линий) были начаты здесь еще до
революции. Значительно расширился фронт инженерно-геологических ис-
следований в первые послереволюционные годы в связи с осуществле-
нием плана ГОЭЛРО и строительством ряда крупных гидроэнергетиче-
ских сооружений (Волховская, Нижнесвирская и Днепровская ГЭС).
Осуществление пятилетних планов развития народного хозяйства СССР
в последующие годы вызвало дальнейшее расширение всех видов строи-
тельства: гражданского, промышленного, гидротехнического и дорожно-
го. На Волге, Каме и Днепре был возведен каскад ГЭС, обеспечивших
народное хозяйство страны дешевой энергией и превративших реки в
глубоководные транспортные магистрали. Строительство каналов (Бе-
ломоро-Балтийского, Москва—Волга, Волго-Дон, Волга — Балтийское
море и Днепр — Балтийское море) позволило соединить крупнейшие ре-
ки Русской равнины и пять морей, омывающих западную часть Совет-
38
ского Союза, в единую водно-транспортную систему. В различных ча-
стях региона было выстроено большое число промышленных предприя-
тий, ТЭЦ, городов и рабочих поселков, транспортных и иных коммуни-
каций.
Строительство сопровождалось выполнением большого объема ип-
женерно-геологичсских исследований. Только на территории Москвы
и Ленинграда за 50 лет были пройдены многие десятки тысяч скважин
и горных выработок и выполнены сотни тысяч лабораторных анализов.
Проблемы строительства крупных сооружений привлекли внимание ис-
следователей к изучению современных геологических процессов: карста,
оползней, эрозии, многолетнего и сезонного промерзания горных пород.
Осуществление некоторых крупных инженерных проектов (пере-
броски стока северных рек в бассейн Камы и Волги, мелиорации засуш-
ливых районов юга Украины, Предкавказья, Заволжья) потребовало
выполнения региональных инженерно-геологических исследований, охва-
тивших значительную часть Русской платформы. В результате выполне-
ния всех этих работ накопился большой фактический материал, харак-
теризующий инженерно-геологические условия в различных частях плат-
формы. Анализ этого материала позволил перейти от конкретных
инженерно-геологических исследований к составлению научных обобще-
ний и выявлению общих закономерностей, свойственных всей платформе
в целом или отдельным ее частям. Большое внимание было уделено
также инженерно-геологической характеристике различных комплексов
и типов отложений, распространенных в пределах этого региона.
Первое обобщение в масштабах всей Русской платформы было сде-
лано И. В. Поповым в книге «Инженерная геология СССР», ч. II (1965).
Им была предложена также схема инженерно-геологического райони-
рования Русской платформы, принятая с некоторыми изменениями и в
настоящей монографии. В книге приведен интересный материал, харак-
теризующий инженерно-геологические условия в различных частях Рус-
ской платформы. Более полное описание регионов содержится в настоя-
щей монографии основанной на обобщении большого фактического
материала, предоставленного авторам проектными, изыскательскими и
научно-исследовательскими огранизациями, проводящими работу на тер-
ритории Русской платформы. К их числу относятся Гидропроект, Фун-
даментпроект, ПНИИИС Госстроя СССР, Институт минеральных ресур-
сов МГ УССР, Комигражданпроект, ПечорНИПИнефть, ГПИ-6, тресты
инженерно-строительных изысканий (Ленинградский, Архангельский,
Вологодский, Ярославский и др.), их отделы и отделения, территориаль-
ные геологические управления, расположенные в пределах европейской
части СССР, Воронежский Государственный университет, Воронежский
политехнический институт и др.
Основная работа по составлению и подготовке тома к изданию бы-
ла выполнена сотрудниками 2-го Гидрогеологического управления Ми-
нистерства геологии СССР. В составлении отдельных глав и разделов
принимали участие сотрудники Московского и Одесского университетов,
Московского геологоразведочного и Ленинградского горного институ-
тов, ВСЕГИНГЕО, ПНИИИСа, Фуидаментпроекта, Института мине-
ральных ресурсов Министерства геологин УССР, Института геологиче-
ских наук АН УССР, Укргипроводхоза, Укргипрошахт, БелНИГРИ,
БелГИИЗа, ВНИИМОРГЕО, НИИГА, трестов Киевгеология, Днепргео-
логия, Производственного объединения «Стройизыскания», Черкасской
и Молдавской гидрогеологических экспедиций и др. Графические работы
выполнены В. Н. Горюновой, В. С. Игнатьевой и Л. А. Разореновой.
РАЗДЕЛ 1
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИИ
РУССКОЙ ПЛАТФОРМЫ И ИСТОРИЯ
ИХ ФОРМИРОВАНИЯ
ГЛАВА 1
КРАТКАЯ ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ
И ЭКОНОМИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
ТЕРРИТОРИИ
В орографическом отношении Русская платформа представляет со-
бой обширную континентальную равнину площадью около 5,5 млн. км2,
именуемую в географических описаниях Русской, или Восточно-Европей-
ской равниной. На востоке она ограничена горными сооружениями Ура-
ла и Мугоджар, на юго-западе — Карпатами, на западе — уходит за
пределы СССР на территорию ПНР и ГДР. Па юге границей платфор-
мы служат горные системы Крыма и Кавказа и впадины Каспийского и
Черного морей, на севере — платформа уходит под уровень морей по-
лярного бассейна, образуя обширные континентальные шельфы. Абсо-
лютные отметки поверхности равнины изменяются от —28 м на берегах
Каспия до 450—517 м в пределах наиболее крупных возвышенностей.
Исключением является только цепь невысоких горных массивов на Коль-
ском полуострове, где отметки достигают 1191 м. Средняя абсолютная
высота равнины около 170 м. Участки равнины, превышающие эту от-
метку, носят характер возвышенностей, а имеющие более низкие отмет-
ки — характер низменностей (рис. 4). Наиболее крупными возвышенно-
стями являются Украинская (515 м), Высокое Заволжье (517 м), При-
волжская (337 м), Валдайская (346 м) и Средне-Русека я (310 м). Здесь
находятся также два почти полностью срезанных денудацией горных
кряжа: Донецкий (367 м) и Тиманский (471 м). Большинство возвышен-
ностей вытянуто в субмеридиональном направлении. Наиболее обшир-
ные и погруженные низменности располагаются в краевых частях Рус-
ской равнины: Прикаспийская, Причерноморская, Печорская. Ряд
низменностей имеется и в ее центральных частях: Окско-Донская, Ме-
щерская и др. Главный водораздел Русской равнины, разделяющий бас-
сейн северных и южных морей, проходит по Белорусско-Смолёнско-Мос-
ковской и Валдайской возвышенностям, затем сворачивает к северу в
район Белого моря и далее принимает субширотпос направление, слож-
но изгибаясь в пределах Северных увалов. Отметки водораздела иа
преобладающем протяжении ие превышают 200—250 м, а местами сни-
жаются даже ниже 200 м и только в районе Валдайской возвышенно-
40
сти оли возрастают до 320—346 м. Здесь расположен наиболее важный
узел водораздела, где берут начало крупнейшие реки европейской части
Союза: Волга, Днепр, Западная Двина.
Климат Русской равнины формируется под влиянием солнечной ра-
диации и адвекции тепла со стороны Атлантического океана. В связи
с громадными размерами территории количество тепла, получаемое, зем-
ной поверхностью в пределах равнины в форме солнечной радиации,
Рмс 4 Гипсометрическая схема Русской платформы. Абсолютные высоты, м: I —
свыше 500; 2 — 500—350; 3 — 350 175; 4 — 350—250; 5 — 250—175; 6—175—0: 7 —
175—100; 8—100—50; 9—50—0; 10—регнопальпыс уступы (3 и 6 — выделены
только на Кольском п-ове)
изменяется в весьма широких пределах: от 60 ккал/см2 в год на Край-
нем Севере до 120 на юге Украины и 130 ккал/см2 в* год в Прикаспии.
Изолинии суммарной солнечной радиации имеют субширотное направ-
ление и только на западе, где наблюдается повышенная облачность, за-
метно отклоняются к югу. Значительная часть тепла, получаемого в
форме радиации, затрачивается на отражение, поглощение и излуче-
ние. Итоговая величина, определяющая количество тепла, поглощаемое
земной поверхностью (остаточная радиация, или радиационный баланс),
иа севере Восточно-Европейской равнины не превышает 20 ккал/см2 в
год, на юге возрастает до 60 ккал/см2 в год. Остаточная радиация рас-
ходуется, главным образом, на испарение и нагревание атмосферы (тур-
булентный теплообмен). На пространственное распределение этих ве-
личин влияет ие только широта местности, но и характер подстилающей
поверхности, в особенности степень ее увлажнения (наличие болот, за-
болоченных земель, водных объектов). Годовая затрата тепла на ис-
парение изменяется от 5 ккал/см2 в год на Крайнем Севере до 25 ккал/см2
в год на юге, возрастая в сильно заболоченных районах, Припятском
Полесье и Мещере, до 25—30 ккал/см2 в год. Затраты тепла на турбу-
лентный теплообмен составляют от 5 ккал/см2 в год на севере до
25 ккал/см2 в год на юге, резко увеличиваясь в засушливых районах
Прикаспия и падая в районах избыточного увлажнения.
Другим важнейшим климатообразующим фактором является цир-
куляция атмосферы, вызывающая перераспределение тепла над поверх-
ностью равнины. Как показывают расчеты, количество тепла, получае-
мое за счет адвективного теплопереноса, составляет в умеренных широ-
тах более 50% общего его прихода (Борисов, 1970).
В пределах Восточно-Европейской равнины перемещение воздуш-
ных масс носит преимущественно широтный характер: с запада, со сто-
роны Атлантического океана, на восток, в глубь континента. Это имеет
большое значение для климата региона, в особенности его западной ча-
сти, так как обеспечивает распределение тепла, приносимого Гольфстри-
мом, на обширную территорию. Широтная циркуляция особенно ярко
выражена в зимнее время года. Теплый воздух, поступающий со сторо-
ны океана, при движении над равниной постепенно охлаждается, поэто-
му восточные районы страны в это время всегда холоднее западных.
В летнее время обычно наблюдается обратное соотношение, поскольку
морской воздух холоднее континентального. По мере ослабления влия-
ния Атлантического океана в восточном направлении заметно возраста-
ет и континентальность климата. В соответствии с этими общими зако-
номерностями климат Восточно-Европейской равнины изменяется от
морского в прибрежных районах Прибалтики до континентального, а
местами резко континентального в Предуралье и Прикаспии. С воздуш-
ными массами, приходящими на территорию Восточно-Европейской рав-
нины со стороны Атлантики, а на Украину также со стороны Средизем-
ного моря, поступают основные массы влаги, поэтому климат западных
районов более влажный, чем восточных.
Меридиональная циркуляция воздушных масс имеет подчиненное
значение и наблюдается главным образом в летнее время года. На се-
вере в летние месяцы часто наблюдается вторжение на континент мор-
ских аркгических масс воздуха, на юге— континентально-тропического
воздуха из Средней Азии, Ирана, Аравии и Сахары. При перемещении
воздушных масс над территорией равнины происходит постепенная их
трансформация в местный континентальный воздух умеренных широт,
знмой из-за радиационного выхолаживания над снежным покровом, ле-
том из-за прогревания над нагретой подстилающей поверхностью.
42
Средняя годовая температура воздуха на территории Русской рав-
нины изменяется от —4 до 4- Кг. Зимой средние температуры падают до
—5° на юге Украины и Предкавказье и до —20° на крайнем северо-вос-
токе; летом они повышаются, до 10° на побережье Баренцева моря н
до 24° в Прикаспии. В летние месяцы изотермы имеют субширотное
направление, а с октября по март во всей северной и центральной ча-
стях территории — почти меридиональное, что объяспяется поступлением
на континент громадных масс тепла со стороны Атлантического океана.
Разность средних температур самого холодного и самого теплого
месяцев года (основной показатель характеризующий степень конти-
нентальности климата) на западе, в Карелии и на Кольском полуостро-
ве, не превышает 15°, т. е. имеет примерно такие же зпачения, как и
на Черноморском побережье Кавказа. На востоке же, в Предуралье,
возрастает до 25—30°. В этом же направлении растут и суточные коле-
бания температур (от 6 до 10е).
Годовая сумма осадков на Русской равнине изменяется в очень ши-
роких пределах: от 600—800 мм в западных районах равнины до 100—
200 мм на Каспийском побережье. Сравнительно небольшое количество
осадков выпадает в прибрежной части Баренцева моря (300—400 мм).
На распределении осадков сказывается характер подстилающей поверх-
ности: на склонах возвышенностей, ориентированных нормально к про-
ходящим фронтам, осадков выпадает значительно больше, чем на окру-
жающих равнинах. Такое увеличение осадков заметно, например, на
западном склоне Тимана, на Северных Увалах и на горных тундрах
Кольского полуострова, где количество осадков местами возрастает до
900 мм (Хибины). Хотя на севере осадков выпадает немного, но испаря-
емость здесь еще меньше (100—200 мм). В результате весь Европейский
Север попадает в зону избыточного увлажнения. В средней полосе ис-
паряемость приближается по своим значениям к осадкам или несколько
их превышает — это зона достаточного или умеренного увлажнения.
На юге Украины испаряемость достигает 800 мм, а в Прикаспии —
даже 1000—1 300 мм, осадков же в 2—6 раз меньше. Это зона недо-
статочного увлажнения.
Гидрографическая сеть Русской равнины относится к бассейнам
Балтийского, Белого, Баренцева, Черного, Азовского и Каспийского мо-
рей. Крупнейшими реками являются Волга, Дон, Днепр, Днестр, Юж-
ный Буг, Западная и Северная Двина, Мезень и Печора. Все реки Рус-
ской равнины характеризуются восточноевропейским режимом стока с
преобладанием снежного питания и весенним паводком. Средний модуль
стока достигает максимальной величины у 64 параллели — с 1 км2 до
10—12 л/с. К северу модуль стока снижается незначительно- с I км*
до 8 л/с, к югу — очень резко — до нуля в Прикаспии. В северной части
равнины, в районах с холмистым рельефом и слабо развитой эрозион-
ной сетью располагается большое количество озер. Особенно многочис-
ленны озера в Карелии (озерное плато). Значительное число крупных
озер расположено также на северо-западе Русской равнины. На осталь-
ной территории в изобилии встречаются только мелкие озера в речных
поймах.
Почвенный н растительный покров Русской равнины тесно связан
с климатическими особенностями территории и песет на себе яркие чер-
ты широтной зональности. При движении с северо-запада на юго-восток
наблюдается постепенная смеиа тундрово-глеевых, подзолистых, дерно-
во-подзолистых, серых лесных, черноземных, каштановых и бурых пус-
тынно-степных почв. В северной части территории широко развиты так-
же подзолисто-болотные и болотные почвы, па юге — солонцы и солон-
43
чаки. Одновременно с почвенным покровом меняется и растительность.
Мохово-лишайниковые и кустарничковые тундры Крайнего Севера сме-
няются вначале лесотундрой, затем — елово-мелколиственными, а еще
южнее — широколиственными лесами. Южная часть равнины занята
влажными (злаково-разнотравными) и засушливыми степями, перехо-
дящими в Прикаспийской впадине в полупустыни и пустыни. Ландшафт-
но-климатическая зональность имеет существенное значение при оценке
инженерно-геологических условий строительства и рассмотрена подроб-
нее в гл. 4.
В экономическом отношении рассматриваемый регион занимает ве-
дущее место среди других районов нашей страны. В пределах Восточ-
но-Европейской равнины расположена значительная часть РСФСР, Ук-
раинская, Белорусская, Молдавская, Литовская, Латвийская и Эстон-
ская С.СР. Здесь проживает около 65% всего населения СССР, сосре-
доточена основная часть промышленного и сельскохозяйственного про-
изводства, расположены крупнейшие экономические и культурные цент-
ры страны.
Эта часть территории СССР располагает большими сырьевыми и
топливно-энергетическими ресурсами. В ее пределах находится ряд круп-
нейших месторождений полезных ископаемых: черных металлов,
газа, угля и др. Наиболее крупным железорудным месторождением
является Курская магнитная аномалия с уникальными запасами руд
(50 млрд. т). На Украине расположен Криворожский бассейн — одна
из основных баз черной металлургии Советского Союза. На левобе-
режье Днепра разведан и готовится к эксплуатации ряд новых место-
рождений, образующих Кременчугскую магнитную аномалию. Желез-
ные руды неглубокого залегания найдены также в ряде районов Днепро-
петровской области. В Запорожской области осваивается Белозерское
месторождение. Большими запасами бурых железняков, содержащих
ценные примеси, располагает Керченский железорудный бассейн. Общие
запасы железных руд Украины составляют около 30% разведанных за-
пасов страны. В последние годы расширяется добыча железной руды в
Северо-Западном экономическом районе — на Кольском полуострове
и в Карелии. Крупные месторождения марганца разрабатываются в
Приднепровье, ртути — в Донбассе, никеля — на Кольском полуост-
рове.
На Украине расположен один из крупнейших в стране угольных
бассейнов — Донбасс, снабжающий углем металлургическую и другие
отрасли промышленности юга страны. В пределах Днепровско-Донецкой
впадины разведан и сдан в эксплуатацию крупный буроугольный бас-
сейн, где разработка угля ведется открытым способом. В последние го-
ды на Украине начал осваиваться Львовско-Волынский угольный бас-
сейн. Ввод в строй новых угольных месторождений значительно улучшит
топливный баланс Украины.
На северо-востоке РСФСР в Печорском бассейне освоены крупней-
шие месторождения угля, превышающие по запасам Донбасс и пред-
ставленные углями всех марок. В 10-й пятилетке добыча угля в этом
бассейне будет значительно расширена.
В пределах европейской части РСФСР расположены две нефтега-
зоносных провинции: Волго-Уральская и Тимано-Псчорская. В бассейне
Печоры открыты месторождения газа и пофти. Освоение природных
ресурсов Тимано-Печорской провинции — одна из важных задач рас-
ширения сырьевой базы народного хозяйства СССР в 10-й пятилетке.
Нефть и газ имеются па Украине (Предкарпатский краевой прогиб,
Днепровско-Донецкая впадина) и в Белоруссии (Припятская впадина).
44
Рассматриваемый регион располагает также практически неогра-
ниченными запасами калийной и каменной солей, крупными месторож-
дениями апатитов, различных строительных материалов и многих дру-
гих рудпых и нерудных полезных ископаемых.
Основой энергетики европейский части СССР являются тепловые
электростанции, работающие па местном или привозном топливе. Су-
щественную роль играет также использование водно-энергетических ре-
сурсов. На крупнейших реках — Волге и Каме — сооружен каскад ГЭС
общей мощностью около 15 млн. кВт, что обеспечивает выработку
53 млрд. кВт-ч электроэнергии в год. Переброска стока северных рек
в Каму и Волгу позволит дополнительно значительно увеличить выра-
ботку энергии па Камско-Волжском каскаде. Ряд ГЭС выстроен па
более мелких реках (на Кольском пол\острове, в Карелии и Прибал-
тике).
Значительное развитие получила в последнее десятилетие атомная
энергетика. Уже действуют Нововоронежская, Кольская, Ленинградская
АЭС, ведется строительство Курской, Смоленской, Южно-Украинской
АЭС и др. На базе имеющихся запасов сырья и топливно-энергетичес-
ких ресурсов в европейской части СССР создана крупная современная
промышленность, которая является основой экономической мощи
СССР.
В сельском хозяйстве европейской части СССР ведущее место за-
нимает земледелие. Центрально-Черноземный район, Поволжье, Север-
ный Кавказ и Украина являются главной житницей страны. В послед-
ние десятилетия большое внимание уделяется искусственному ороше-
нию южных районов Русской равнины, страдающих периодически о г
засух. В настоящее время завершена реконструкция существующих оро-
сительных систем и впервые созданы крупные районы орошения зер-
новых культур на юге Украины, Северном Кавказе и в Поволжье По-
строены оросительные системы для возделывания риса на Кубани, в
Ростовской и Астраханской областях. Осуществляются защитные меро-
приятия по борьбе с водной и ветровой эрозией почв. В районах избы-
точного увлажнения (Припятское, Деспинскос полесья, Мещера и др.)
проводятся значительные по объему осушительные работы.
Основные направления дальнейшего развития народного хозяйства
европейской части СССР в десятой пятилетке и на период долгосрочной
перспективы определяются социально-экономическими задачами разви-
тия страны, предусмотренными Пршраммой КПСС и решениями XXV
съезда партии. Неуклонный рост промышленного производства требу-
ет в первую очередь ускоренного развития топливно-энергетической ба-
зы. Решение этой проблемы будет идти по линии вовлечения в хозяй-
ственный оборот местных энергетических и топливных ресурсов, строи-
тельства ряда крупных атомных электростанций, в первую очередь в
центральных и западных районах, наименее обеспеченных энергетиче-
скими ресурсами, передачи топлива из восточных районов страны по
различным транспортным системам.
Весьма острой становится проблема обеспечения народного хозяй-
ства водой. Уже в настоящее время в ряде районов европейской части
•Союза (Центральный, Центрально-Черноземный, Донбасс, Заволжье,
Молдавия и др.) ощущается недостаток воды. В дальнейшем в связи
со значительным ростом потребления напряженность в снабжении водой
заметно обострится. Для решения этой проблемы в 10-й пятилетке на-
мечается завершить строительство ряда крупных водных систем: Вазу-
□а Москва, Вилия—Минск, Днепр—Донбасс. В перспективе предпола-
гается осуществить переброску части стока северных рек (Печоры, Ме-
45
зени, Северной Двины) в Камско-Волжскую систему, что даст значи-
тельный энергетический эффект и позволит улучшить водный баланс
центральных и восточных районов европейской части страны. Плани-
руется также дальнейшее расширение системы водоснабжения Москвы
и Московской области с привлечением стока рек бассейнов оз. Ильмень
(Мета, Пола) и Оки, а также решение проблемы водоснабжения про-
мышленных комплексов КМА. Уфа—Ишимбаево к др. Все это потре-
бует проведения большого объема инженерно-геологических исследо-
ваний.
Ускоренное развитие в ближайшем будущем получат ряд сущест-
вующих и вновь создаваемых территориально-промышленных комплек-
сов. На северо-востоке европейской части СССР будет создан крупный
Тимано-Печорский промышленный комплекс на базе сочетания
месторождений нефти, газа, угля, бокситов, лесных и водных ре-
сурсов.
В центральной части европейской территории страны наибольшее
развитие получит промышленно-территориальный комплекс КМА. В на-
стоящее время разработка месторождения здесь ведется в Старо-Ос-
кольском и Курско-Орловском районах, где неглубокое залегание руды
позволяет применять открытый способ разработки. В будущем предпо-
лагается развивать Белгородско-Яковлевский, Михайловский и некото-
рые другие промышленные узлы. В целях сохранения плодородных зе-
мель и организации эффективного водоснабжения района КМА наряду*
с открытыми разработками намечается строительство шахт для под-
земной добычи руды.
Крупнейшим территориально-промышленным комплексом на юго-
востоке европейской части СССР станет Оренбургский.
Большое внимание будет уделено экономическому развитию поле-
сий (Припятскому, Мещерскому и др.) путем проведения мелиоратив-
ных работ, создания водохранилищ, увеличения добычи полезных иско-
паемых, лучшего использования лесных, земельных и других ресурсов,
что позволит ликвидировать отставание в уровне экономического раз-
вития этих районов.
В связи с созданием новых промышленно-территориальных комп-
лексов, включающих энергетические узлы, промышленные предприя-
тия, города и рабочие поселки, транспортные магистрали, зоны отдыха
и т. д., значительно возрастает объем всех видов строительных работ и
обеспечивающих их инженерно-геологических исследований. Важной
задачей явится реконструкция существующих и форсированное строи-
тельство новых автомобильных дорог, особенно местного значения.
Решениями XXV съезда КПСС намечена широкая программа ме-
лиорации засушливых н избыточно увлажненных земель. Значительно-
увеличится площадь орошаемого земледелия в Поволжье, на юге Ук-
раины, в Молдавии. Будет продолжено строительство Каховской и на-
чато строительство Дунайско-Днестровской и Приазовской ороситель-
ных систем. Всего в 10-й пятилетке на территории Восточно-Европей-
ской равнины будет введено в строй около 2,8 млн. га орошаемых зе-
мель. Одновременно планируются большие работы по осушению забо-
лоченных и увлажненных земель, главным образом в зоне Припятско-
го и Деснинского полесий и в Прибалтике. Всего на территории регио-
на будет осушено около 3,6 млн. га.
Природные условия центральных и южных районов Восточно-Евро-
пейской равнины сильно изменены человеком, многие виды природных
ресурсов в той или иной степени истощены повсеместно, особенно в юж-
ных районах, наблюдается эрозия почв, оврагообразование, увеличи-
46
Бается загрязнение окружающей среды отходами промышленного про-
изводства. Рост добычи полезных ископаемых, расширение открытых
разработок месторождений приводит к тому, что отвалы вскрышных
пород и «хвосты» горнообогатительных комбинатов занимают значи-
тельные площади плодородных земель. В связи с этим в 10-й пятилет-
ке будет осуществлен широкий комплекс мероприятий по борьбе с поч-
еенной эрозией, оврагообразованием, а также по рекультивации земель
и использованию отвалов для планировочных работ — засыпки оврагов
и балок. Большое внимание будет уделено вопросам рационального ис-
пользования природных богатств, охране и восстановлению природной
среды.
ГЛАВА 2
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ РУССКОЙ
ПЛАТФОРМЫ И ЕЕ ВЛИЯНИЕ НА ФОРМИРОВАНИЕ
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ
(АРХЕЙ — СРЕДНИЙ ПЛИОЦЕН)
Русская, или Восточно-Европейская, платформа представляет собой
обширную геологическую структуру, в строении которой принимают уча-
стие два мегакомплекса отложений: нижний, образующий сильно дисло-
цированный фундамент, и верхний, представляющий собой горизонталь-
но залегающий осадочный чехол. Фундамент платформы по времени
своего образования неоднороден. Большая его часть — древнее ядро —
завершила свое развитие в среднем протерозое, северо-восточная часть,
отвечающая Печорской синеклизе, лричленилась к нему позднее, в бай-
кальскую фазу складчатости, а южная, получившая название Скифской
плиты, наиболее поздно — в герцинскую фазу складчатости.
Осадочный чехол подразделяется в свою очередь па ряд структур-
ных этажей, отвечающих крупным этапам геологической истории плат-
формы: байкальскому, каледонскому, гсрцннскому и киммерийско-аль-
пийскому. В самостоятельный этаж может быть выделена также самая
верхняя часть осадочного чехла, отвечающая неотектоническому этапу
формирования платформы и отличающаяся большим своеобразием
строения, состава и свойств слагающих ее пород.
Нижний мегакомплекс отложений, образующий кристаллический
фундамент платформы, сформировался в условиях, существенно отли-
чающихся от современных. Как предполагает большинство исследова-
телей, наиболее древние архейские образования были представлены пер-
воначально основными эффузивами, но в дальнейшем они подверглись
интенсивному воздействию впутриземпого тепла (возможно с селектив-
ным расплавлением пород), перегретых растворов и газов, что привело
к глубоким преобразованиям первичной коры. Среди этих процессов,
обычно объединяемых понятием ультраметаморфизм, или региональный
метаморфизм, особую роль играли такие процессы, как гранитизация и
мнгмлтизацня, превратившие большую часть эффузивов в породы гра-
нитоидного состава (граниты, гранито-гнейсы) и мигматиты. Оболочка
земли еще сохраняла в это время до известной степени пластические
47
свойства, что привело к образованию своеобразных структур пластиче-
ского течения, заметно отличающихся по своему строению от более мо-
лодых складчатых сооружений. О значительной мобильности земной
коры в это время свидетельствует также се относительная однород-
ность па значительных площадях, отсутствие следов перерывов, древ-
них разрывных нарушений и др.
Тектонические процессы на рубеже архея и раннего протерозоя
привели к дроблению архейской протоплатформы с образованием ли-
нейно-вытянутых мобильных зон, ограниченных глубинными разлома-
ми — протогеосинклиналей. Сформировавшиеся грабенообразпые пони-
жения постепенно заполнялись продуктами терригеппого сноса.
В условиях регионального метаморфизма они превратились в различные
кристаллические сланцы и кварциты. Особенно широко эти породы рас-
пространены па западном склоне Воронежской антсклизы, где ими сло-
жены толщи, вмещающие железные руды месторождений КМА. Текто-
нические процессы на рубеже раннего и среднего протерозоя (поздпека-
рельская стадия), сопровождавшиеся интенсивным магматизмом и
формированием горно-складчатых сооружений карел ид, привели к копер-
лидацпи Русской платформы как единого блока земной коры. В срыг-
нем протерозое воздымание н разрушение архейских срединных масси-
вов и карелид и образование глубинных разломов продолжалось глав-
ным образом в области карельских синклинориев. В понижениях про-
исходило накопление осадочно-вулканогенных толщ, представленных
различными сланцами, кварцито-песчаникамп, конгломератами, карбо-
натными породами и мощными покровами диабазов, базалыов и анде-
зитов.
На Балтийском щите, перешедшем в стадию платформенного раз-
вития в среднем протерозое, осадки этого возраста завершаются иотний-
скон серией, представленной красноцветпыми конгломератами, песчани-
ками, алевролитами. Характерная особенность этих отложений отсут-
ствие метаморфизма и почти горизонтальное залегание слоев.
Тектонические процессы на рубеже среднего и позднего протерозоя,
сопровождающиеся внедрением малых интрузий разного состава (от
гипербазитов до гранитов типа рапакиви и сиенитов), завершили кон-
солидацию платформы. В некоторых частях платформы произошло за-
мыкание мобильных зон, сохранившихся после карельской складчато-
сти.
В результате всех этих процессов сформировался кристаллический
фундамент платформы, представляющий собой мозаику архейских бло-
ков, разделенных складчатыми системами карелид и горно-складчатых
сооружений среднего протерозоя. Архейские блоки имеют округло-изо-
метрическую или овалыю-удлиненпую сглаженную форму с весьма од-
нородным внутренним строением и играют роль срединных массивов,
обтекаемых более молодыми линейными структурами типа крупных син-
клинориев и антиклинориев.
Позднейшими движениями фундамент платформы был разбит на
отдельные блоки, смещенные по вертикали относительно друг друга па
сотни и лаже тысячи метров. В наиболее приподнятых блоках — Бал-
тийском щите, Украинском кристаллическом массиве — архейские и
протерозойские метаморфические породы выведены па дневную поверх-
ность и являются в настоящее время основанием многих инженерных
сооружений. Сравнительно неглубоко от поверхности архей-протерозой-
ские породы залегают также в пределах Воронежской антсклизы, где
они представляют особый интерес в связи с разработкой месторожде-
ний Курской магнитной аномалии.
48
Верхний мегакомплекс отложений, образующий осадочный чехол-
платформы, представлен породами верхнего протерозоя и фанерозоя и
подразделяется па ряд структурных этажей (рис. 5). По своему строе-
нию вес структурные этажы осадочного чехла обладают известными
чертами сходства, в чем проявляются элементы цикличности, свойст-
венные процессам формирования земной коры, и в то же время черта-
ми различия, отражающими историческую направленность этих процес-
сов. Ниже более подробно рассмотрены процессы формирования и осо-
бенности строения отдельных структурных этажей.
Поздний протерозой — ранний кембрий. Завершение формиро-
вания фундамента платформы сопровождалось ее воздыманием и.
осушением. Наступил громадный по длительности континентальный
перерыв, продолжавшийся в абсолютном летоисчислении в разных ча-
стях платформы от 600 млн. до 1 млрд. лет. Обширные пространства
Русской платформы превратились в арену развития процсссоз
выветривания и денудации Морское осадконакопление продолжалось
только в пределах авлакогенов — гигантских линейных грабенообраз-
ных структур. рассекающих Русскую платформу, а также
в пределах более мелких понижений, образовавшихся из-за блоковых пе-
ремещений фундамента. Здесь накапливались мощные толщи моласс
грубообломочного и песчано-глинистого состава. Из рифейских образо-
ваний, залегающих вблизи поверхности и представляющих интерес для
решения инженерных задач, следует упомянуть отложения п-ова Рыба-
чий, Средний и о. Кильдин, представленные трансгрессивной серией тер-
ригенных осадков. Основание разреза слагают конгломераты, выше за-
легают красноцветные песчаники, филлиты, доломиты.
На границе рифея и венда к воеjоку от Русской платформы про-
исходят процессы горообразования, завершившиеся причленением к бо-
лее древним частям платформы ее северо-восточного блока. Воздыма-
ние и разрушение горных сооружений Урала сопровождалось выносом
на платформу большого количества обломочного материала. На боль-
шей части платформы отложения венда залегают на больших глубинах
и практического интереса для осуществления инженерно-строительных
мероприятий не представляют. Исключением является Прибалтика, где
к венду отнесена серия терригенных осадков, начинающаяся базальным
конгломератом с галькой архейских и протерозойских гранитов и квар-
цитов. Выше залегают песчаники и ламиноритовые глины — самые
древиие глинистые образования, встреченные на Русской платформе.
Длительные процессы литогенеза превратили глины в прочную аргил-
литоподобную породу, являющуюся падежным основанием инженерных
сооружений. В течение венда еще продолжались расколы фундамента
платформы, главным образом в ее юго-западной части, сопровождавши-
еся излияниями магмы и эксплозивной деятельностью вулканов, но ос-
новную роль начинают играть опускания обширных участков платфор-
мы с. образованием обширных прогибов — синеклиз. В центральной
части платформы нисходящие движения привели к образованию Мос-
ковской палеосинеклизы, которая сохраняется в несколько меняю-
щихся границах на всех последующих этапах развития Русской плат-
формы.
Сложившийся структурный план платформы не претерпел больших
изменений и в раннем кембрии. Сходным остался и фациальный состав
формирующихся осадков. Отложения нижнего кембрия ложатся с раз-
мывом на породы кристаллического фундамента, рифея и венда. Непо-
средственно на поверхность они выходят в основании Балтийско-Ладож-
ского Глинта, на берегах Белого моря и в бассейне Днестра. На осталь-
49'
Рнс. 5. Схема формаций Русской платформы: 1 — группа метаморфических формаций:
2 — группа интрузивных формаций; 3—вулканогенно-терригенная; 4 — терригенная
сероиветная; 5 — терригенные (красноцветная н пестроцветная); 6 — террнгенно-карбо-
натиая; 7 — карбонатно-терригенная; 8 — терригенно-кремнистая; 9 — карбонатная; 10 —
угленосная; 11—галогенная; 12 — карбонатно-галогенная; 13 — кремнисто-карбонатная;
14 — молассовая; 15- отложения отсутствуют.
ной площади отложения перекрыты более молодыми образованиями »
вскрываются только буровыми скважинами. Представлены они песчано-
глинистыми образованиями, среди которых в Прибалтике широко рас-
пространены синие глины, которые изменены процессами литогенеза уже-
значительно меньше, чем глины верхнего протерозоя, и сохранили плас-
тичность и другие глинистые свойства. В Ленинграде и его окрестностях
синие глины являются основанием многих инженерных сооружений. Во
второй половине раннего кембрия произошло общее поднятие платфор-
мы и наступил значительный по длительности континентальный пере-
рыв, сопровождавшийся размывом кембрийских и более древних отло-
жений, образованием кор выветривания, формированием эрозионной
сети.
Средний кембрий — ранний девон. К началу этапа Русская плат-
форма представляла собой обширную равнину, сложенную кристалли-
ческими породами архея и протерозоя и терригенными осадками рифея
и венда. Большая часть платформы оставалась областью денудации и
в позднем кембрии и раннем ордовике. Морское осадконакопление с пре-
имущественным образованием литоральных песчано-глинистых осадков
продолжалось только в краевых частях платформы (Прибалтика, Брест-
ская впадина). Важнейшим событием этого периода, наложившим свой
отпечаток на ход всех геологических процессов, явилось дальнейшее
развитие простейших форм жизни на земле, вызвавших резкое усиле-
ние процессов фотосинтеза и изменения в составе газовой и водной обо-
лочек. Это сказалось и на осадконакоплении, заметно увеличив в нем
роль химических и биохимических процессов и в особенности процессов
окисления. Важнейшим результатом этих процессов явилось накопление-
на морском дне карбонатных илов кальциевого и магнезиально-кальци--
евого состава с примесью различных аутигенных минералов (глауконит,
шамозит), из которых образовались мощные толщи известняков и до-
ломитов. Органика превратилась также в важный компонент морских
осадков (органогенные известняки, битумные сланцы). Карбонатные и
в меньшей степени глинистые образования, нередко обогащенные ор-
ганикой, являются основными типами осадков, накопившихся в северо-
западной части платформы в течение среднего и позднего ордовика. Из-
вестняки ордовика выходят на поверхность в районе Ладожского озера
и далее на запад вдоль Финского залива, где ими сложено «силурий-
ское плато», обрывающееся к морю высоким уступом — Глинтом. На
известняках ордовика выстроена плотина Волховской ГЭС и ряд других
крупных сооружений. На остальной территории региона отложения ор-
довика залегают па больших глубинах и значения для инженерно-стро-
ительной практики не имеют.
Силурийское время совпало с активным развитием процессов кале-
донского тектогенеза в геосинклиналях центральной Европы и харак-
теризовалось общим воздыманием платформы. Вся се центральная часть,
превратилась в сушу — область выветривания и денудации. Морское
осадконакопление продолжалось только в ее западной части — в При-
балтике и Приднестровье. В Прибалтике осадки формировались в об-
ширном морском заливе, окруженном выравненными пространствами,
сложенными известняками ордовика. Поэтому снос грубого материала
практически отсутствовал, а речные воды выносили в залив большое
количество карбонатов кальция. Усиленное испарение воды с поверх-
ности залива в условиях жаркого и сухого климата, характерного для
силурийской эпохи, приводило к пересыщению раствора и выпадению
в осадок хемогенных карбонатных илов, в первую очередь на хорошо-
прогреваемых прибрежных мелководьях. В результате прибрежные
51
осадки, обычно имеющие терригенный песчано-глинистый состав, пред-
ставлены здесь в основном известняками и доломитами.
В Приднестровье отложения силура также выражены фациями от-
крытого неглубокого моря: известняками, доломитами, аргиллитами с
прослоями известняков. К концу силурийского периода горообразова-
тельные процессы в соседних геосинклиналях окончательно выводят Рус-
скую равнину из-под уровня моря и она переходит в длительный этап
континентального развития. На водоразделах образуются коры вывет-
ривания, формируется хорошо развитая эрозионная сеть, в районах рас-
пространения известняков ордовика и силура по берегам рек развивает-
ся карст.
Средний девон — ранний триас. В новое опускание платформа во-
влекается в среднем девоне. Опускание носит прерывистый характер,
сопровождается неоднократными перемещениями береговой линии, об-
меленном морского бассейна, возможно лаже кратковременным его
осушением, но с обшей тенденцией к постепенному расширению его гра-
ниц. В максимальную стадию развития трансгрессия захватывает не
только области распространения вендского и нижпеналеозойского бас-
сейнов, но и пространства, ранее оставшиеся сушей. Вне пределов за-
топления остаются только краевые поднятия на месте юго-восточного
склона Балтийского щита, Украинского кристаллического массива и
Воронежской антеклизы. Над уровнем моря поднимаются также в виде
отдельных островов наиболее возвышенные участки Токмовского, Татар-
ского, Котельнического сводов.
На преобладающей части территории платформы отложения дево-
на залегают на больших глубинах и практического значения для инже-
нерной практики не имеют. Исключением являются два больших рай-
она, расположенных в разных частях платформы, где девонские отло-
жения залегают на небольшой глубине или выходят на дневную
поверхность. Один из них — главное девонское поле — занимает северо-
западную часть платформы. Накопление девонских осадков происходило
здесь в условиях интенсивного терригенного сноса с воздымающихся
каледонид Феноскандии. Это привело к образованию мощных толщ пес-
чано-глинистых красноцвстов континентального и морского происхож-
дения, разделенных небольшой по мощности карбонатно-мергелистой
серией. В связи с жарким, аридным климатом, установившимся на плат-
форме в девонскую эпоху и способствовавшим интенсивному развитию
процессов физического выветривания, в составе краспоцветных отложе-
ний заметно преобладают пески. Глины имеют подчиненное значение и
образуют невыдержанные по простиранию прослои и линзы. По соста-
ву они относятся к легким разностям (супесям, суглинкам). Красноцвет-
ные образования верхнего девона являются основанием Пижнс- и Верх-
не-Свирской ГЭС и ряда других крупных сооружений.
Второй обширный район — центральное девонское поле — располо-
жен к югу от Московской синеклизы на северном склоне Воронежской
антеклизы. Накопление девонских осадков происходило здесь в усло-
виях более слабого терригенного сноса и грубые конгломераты и пес-
чаники присутствуют только в основании разреза на контакте с подсти-
лающими породами фундамента. Выше преобладают фации открытого
моря: мергели, известняки, доломиты с отдельными прослоями песков и
глин. В девонское время происходит оживление тектонических движе-
ний па Русской платформе как колебательного, так и разрывного ха-
рактера. Медленные колебательные движения приводят к окончатель-
ному оформлению в ее центральной части обширного прогиба — Мос-
ковской синеклизы, а на северо-востоке — Печорской синеклизы. Одно-
52
временно происходит опускание блоков вдоль гигантских разломов, пе-
ресекающих платформу с северо-запада на юго-восток; формируется
Припятско-Днепровско-Донецкий авлакоген, превратившийся в даль-
нейшем в Припятскую и Днепровско-Донецкую впадины. В юю-восточ-
пой части также образуется система расколов субширотного и субмери-
дпонального направления. Вдоль главного субширотного разлома начи-
нает формироваться субгеосинклиналь Донбасса.
В раннем карбоне на территории Русской платформы установился
жаркий и влажный тропический климат. Низменные равнинные прост-
ранства покрылись сильно заболоченными лесами, спускавшимися к бе-
регам морских бассейнов и продуцирующими большое количество орга-
нического материала. Основными источниками сноса являлись Балтий-
ский щит, Воронежская антсклиза, Токмовский и другие своды, но в
связи с вялым тектоническим режимом, заболоченностью и залесенно-
егыо территории интенсивность сноса была невысокой. Границы морских
бассейнов отличались неустойчивостью. В моменты максимального раз-
вития трансгрессии распространялись на большую часть территории
платформы (за исключением се северо-западной части, щитов, сводов и
других наиболее возвышенных участков) и в море нормальной солености
отлагались преимущественно органогенные, органогенио-обломочпые и
мелкозернистые илы, из которых позднее сформировались различные
по структуре известняки. В моменты регрессий большая чагть плат-
формы превращалась в низменную континентальную равнину, на кото-
рой происходило накопление аллювиально-дельтовых и озерно-дельто-
вых осадков: песков, глин с прослоями углей. Наиболее устойчиво мор-
ские условия сохранялись в восточной части платформы, на западе и в
центральных районах происходило частое перемещение береговой липни,
образование островных архипелагов и заливов различной солености
Это определило значительную изменчивость осадков, формирующихся
в этой зоне. Вблизи берегов накапливались преимущественно терриген-
ные осадки, превращенные в различной степени литифнцироваиные и
сцементированные песчаники и алевролиты с прослоями глин и углей,
в открытом море формировались карбонатные породы с прослоями глин
и алевролитов.
К концу раннего карбона (намюр) окончательно оформился прогиб
Большого Донбасса, характеризовавшийся устойчивой тенденцией к
прогибанию. В зависимости от темпа прогибания и скорости осадкона-
копления субгеосинклиналь Большого Донбасса превращалась то в не-
глубокий морской залив, открытый в сторону У рало-Каспийской геосин-
клинали, где формировались пески, алевриты, глинистые, а временами
и карбонатные илы, то в заболоченную континентальную низменность,
в которой происходило интенсивное накопление торфов. В результате
в строении каменноугольных толщ Донбасса наблюдается ритмичное
чередование слоев песчаников, алевролитов и аргиллитов с прослоями
известняков и каменного угля. Хотя эти отложения залегают на боль-
ших глубинах, по в связи с разработкой угольных месторождений Дон-
басса и возникающими при этом инженерными проблемами они пред-
ставляют значительный интерес и для специалистов ио инженерной гео-
логии. В конце раннего карбона Русская платформа испытала
региональное поднятие и превратилась в сушу, сложенную карбонат-
ными породами, на которой развивались процессы денудации.
Неустойчивым тектоническим режимом и изменчивыми условиями
осадконакопления характеризовался и средний карбон. Условия откры-
того моря с преимущественным накоплением карбонатных осадков не-
•однократно сменялись на обширных площадях прибрежно-лагунными и
53
континентальными с накоплением весьма изменчивых по составу и
строению песчано-глинистых образований. Весьма характерны для отло-
жений среднего карбона также внутриформационные размывы, приво-
дящие к выпадению из разреза отдельных горизонтов, образование из-
вестковых брекчий и неотсортированных осадков. Только во второй по-
ловине среднего карбона (начиная с каширского времени) на Русской-
платформе устанавливается относительно устойчивый морской режим;
и основными типами осадков становятся известняки и доломиты. Отло-
жения карбона выходят на поверхность широкой полосой вдоль запад-
ной и южной окраин Московской синеклизы и являются основанием1
многих сооружений (в том числе и в пределах Москвы).
В течение среднего и позднего карбона продолжали формироваться
угленосные толщи Донбасса. К югу от Донбасса, начиная с конца ран-
него карбона, происходили интенсивные горообразовательные процес-
сы и в среднем карбоне на всей территории, охватывающей Ставрополь-
ское поднятие и Западное Предкавказье, устанавливаются континен-
тальные условия.
В начале ранней перми (ассельский, сакмарский века) на терри-
тории платформы сохранились условия, сложившиеся в позднем карбо-
не, но наметилась заметная аридизация климата Обширный эпиконти-
нентальный бассейн занимал центральные и восточные районы платфор-
мы. К западу располагалась леиепленизированная суша, сложенная
известняками карбона и почти не дающая терригенного сноса, но сущест-
венно влияющая на солевой режим морского бассейна, на востоке фор-
мировались горные сооружения Урала н предгорный прогиб, захватив-
ший и краевые части платформы. Наличие островов и отмелей вызвало*
разделение бассейна на две части: западную, засоленную, где форми-
ровались доломиты и гипсы, и восточную, более пресную, где шло преи-
мущественное образование известняков. Сокращение площади морско-
го бассейна привело к тому, что в кунгурское время он сохранился толь-
ко в восточной части платформы, протягиваясь узкой полосой вдоль
подножия Урала. Затрудненный водообмен вызвал засоление бассейна,,
прогрессирующее в течение всего кунгурского века. Основными типами
осадков этого времени являются доломиты, ангидриты, местами с мощ-
ными линзами каменной соли. С последней стадией существования кун-
гурского бассейна связано накопление калийных солей (Соликамский
бассейн).
В субгеосинклинали Большого Донбасса в ранней перми происхо-
дило складкообразование, сопровождающееся восходящими движения-
ми. Продукты разрушения сносятся на его периферию, где еще продол-
жается прогибание; местами происходит соленакопление. Ранняя пермь
завершается общим поднятием и осушением Русской платформы. В на-
чале поздней перми (уфимский век) горообразовательные процессы на
Урале достигли своего максимума. Сток больших масс пресных вод с
Уральских хребтов приводит к образованию в Предуральском краевом1
прогибе обширного пресноводного бассейна, постепенно затопившего и
восточные части платформы. Осадки этого времени характеризуются
большой фациальной пестротой: от типично континентальных аллюви-
ально-дельтовых образований алевритово-песчаного состава до бассей-
новых осадков разного характера (карбонатные, сульфатные, глинис-
тые).
Опускание, произошедшее в казанский век, вновь восстанавливает
на короткое время морские условия в Предуральском прогибе и на вос-
токе платформы (с преимущественным формированием карбонатных от-
ложений), но в начале татарского века море окончательно покидает
54
пределы платформы. Обильный сток пресных вол с Урала приводит к
образованию в Предуральском прогибе и на значительной части Рус-
ской платформы обширного пресноводного бассейна, в пределах которо-
го накапливаются красиоцветные карбонатно-терригенные осадки. Об-
ластью сноса для восточных районов платформы является Урал, для
западных — Балтийский щит. В конце татарского века происходит воз-
дымание платформы и она превращается в область размыва.
Отложения верхней перми (преимущественно татарского яруса) вы-
ходят на поверхность в восточной части платформы (в бассейне Камы,
Средней Волги), где являются основанием ряда крупных ГЭС (Горьков-
ской, Чебоксарской и др.) и многих других сооружений, а также на
севере в бассейне Сев. Двины. Отложения нижней перми залегают, как
правило, на значительных глубинах, но местами также вскрываются до-
линой Камы и ее притоков и служат основанием крупных гидротехни-
ческих сооружений (Нижнекамская ГЭС).
В триасе наступает один из самых теократических этапов развития
.Русской платформы. Вся платформа поднята в это время выше уровня
моря, а ограничивающие ее с востока и юга герцинские геосинклинали,
завершившие к тому времени свое развитие, превратились в положи-
тельные формы рельефа — валообразные возвышенности или гряды хол-
мов, покрытые корами выветривания.
На крайнем северо-западе платформы располагается высокая де-
нудационная равнина Балтийского щита, устойчиво поднимавшаяся в
течение всего палеозоя и практически лишенная осадочного покрова.
К востоку и югу от нее тянется полоса низких денудационных и озерно-
аллювиальных равнин и низменностей. Денудационные равнины соот-
ветствуют Украинскому кристаллическому массиву, большому Донбас-
су, озерно-аллювиальные низменности — Московской, Печорской сине-
клизам, Диепровско-Донецкой впадине.
Климат раннего триаса был жарким и засушливым; южная часть
платформы представляла собой тропическую пустыню, почти лишенную
,растительности и постоянного стока, северная — сухую саванну с бед-
ной оазисной растительностью по берегам рек и озер и более значитель-
ным поверхностным стоком. В начале среднего триаса воздымание
платформы достигает своего максимума и осадконакопление прекра-
щается.
Подводя некоторые итоги, можно отметить, что морские условия
господствовали на Русской платформе в течение гсрцинского этапа дли-
тельное время только в пределах синеклиз и впадин. На возвышенных
же участках платформы — Балтийском щите, Украинском кристалли-
ческом массиве, осевой части Воронежской антеклизы — в течение все-
го герцинского этапа сохраняется субаэральная обстановка (даже при
наиболее сильном погружении платформы и максимальном развитии
морских трансгрессий). Сравнительно рано, с конца девона, освобож-
дается от моря и северо-западная часть платформы (Прибалтика).
С этого времени намечается общая тенденция к сокращению площади
морских бассейнов и все новые части платформы, освобождаясь от моря,
переходят в субаэральную фазу развития. В заключительную стадию гер-
цинского этапа море сохраняется только на востоке, в Предуралье, и
большая часть платформы становится сушей.
Средний триас — верхний плиоцен. Этот последний крупный этап
развития Русской платформы сыграл особую роль в формировании инже-
нерно-геологических условий Русской платформы. В это время оконча-
тельно определился и сформировался структурный план платформы, за-
вершилось образование осадочного чехла, сложились основные формы
55
рельефа (морфоструктуры) и определились многие другие региональные
геологические закономерности. В начале этапа Русская платформа пред-
ставляла собой обширную денудационную равнину, сложенную с поверх-
ности кристаллическими породами докембрия, карбонатными толщами
палеозоя и на обширных площадях красноцветными осадками верхней
перми и триаса.
На освободившихся от моря территориях активно развиваются суб-
аэральные процессы. Высокое положение платформы способствует ин-
тенсивной глубинной эрозии: формируется сложная, разветвленная эро-
зионная сеть с глубиной вреза речных долин па западе 30—50 м, а на-
востоке до 120—150 м. По берегам речных долин, врезанных в извест-
няки карбона и нижней перми, развивается карст, древние формы кото-
рого н в настоящее время нередко осложняют строительство соору-
жений.
В позднем триасе начинается медленное погружение платформы.
Рельеф равнины сглаживается, замедляется течение рек, образуются за-
стойные водоемы. Наиболее погруженные участки платформы — Поль-
ско-Литовская, Прикаспийская синеклизы и Дпепровско-Допсцкая bi а-
дина — превращаются в болотистые низменности, где начинают на-
капливаться континентальные осадки. Остальная территория еше сохра-
няет характер приподнятой денудационной равнины.
Аридный засушливый климат, характерный для перми и раннего-
триаса, вновь сменяется жарким и влажным. Изменения климатических
условий сказываются в широком развитии каолинитовых кор выветри-
вания на приподнятых массивах кристаллических пород (Балтийский-
щит, Украинский кристаллический массив, Воронежская аптеклиза) и-
смене красноцветных осадков, характерных для поздней перми и ран-
него триаса, сероцветными с высоким содержанием растительного дет-
рита и прослоями бурого угля; в составе глинистых осадков преоблада-
ющим минералом становится каолинит.
В лейасе общее погружение платформы становится более заметным
и продолжается в течение всей средней юры, особенно в южной части-
платформы, где происходит накопление континентальных осадков озер-
ного, аллювиального и болотного генезиса. В моменты максимального
погружения в позднем лейасе и докере па платформу проникают со сто-
роны южных морей два глубоких залива, охватывающих с запада, юга-
и востока Воронежскую антеклизу. В байосе и бате границы юрского
моря постепенно расширяются, и оно заливает Прикаспийскую впадину
и частично район Токмовского свода, Днепровско-Донецкую впадипу,
а также юг Московской синеклизы. Среднеюрские отложения представ-
лены продуктами переотложения каолиновых кор выветривания: это по
преимуществу глины с прослоями кварцевого песка.
В поздней юре трансгрессия распространяется на большую часть
Русской платформы, охватывая не только впадины, ио и краевые часги
щитов. Климат первой половины поздней юры остается жарким и
влажным. Тропические леса покрывают выравненные плоские сильно
заболоченные водоразделы. Твердый сток ослабевает еще больше и ос-
новной формой терригенного сноса становятся взвеси, коллоидные и мо-
лекулярные растворы. Алевролитовые и песчаные осадки, представлен-
ные преимущественно тонкими разностями, залегают только в основа-
нии трансгрессивных серий, выше весь разрез представлен тонкодиснер-
спыми алевролитово-глинистыми осадками. Глины гидрослюдисто-као-
линитовые с высоким содержанием аутигенных минералов (глауконит,,
шамазит) и органического вещества, в континентальных и мелководных
фациях часто чисто каолииитовые. Присутствие гидроокисей железа,.
56
свободного кремнезема н пелнтоморфного карбоната часто приводит к
цементации осадков, повышая их прочность.
На последующих этапах развития Русской платформы юрские гли-
нистые отложения были перекрыты более молодыми осадками, что
вызвало их уплотнение и обезвоживание и привело к образованию уп-
лотненных, дегидратированных и упрочненных глинистых пород. По-
скольку мощность перекрывающих толщ и величина гидростатического
давления оказались для разных участков платформы различными, верх-
пеюрские глины находятся в настоящее время в различной степени ли-
тификации и характеризуются значительной изменчивостью по своим
физическим свойствам.
В конце юрского периода начинается сокращение границ морского
бассейна и аридизация климата, приводящая к увеличению содержания
в составе осадков песчано-алевритовых и снижению содержания глинис-
тых фракций. Особенно заметно сказывается это на осадках волжского
времени, в составе которых широко распространены алевритово-песча-
ные слабоглнннстые разности. Невысокое содержание глинистого мате-
риала лишает их связности и они часто обладают плывунными свойст-
вами. Резко возрастает также роль карбонатного осадконакопления,
особенно в южных районах платформы (Польско-Литовская синеклиза,
Днепровско-Донецкая впадина), где этот тин осадков становится пре-
обладающим.
В раннем мелу, как и в поздней юре, Русская платформа остается
приподнятой, выравненной и достаточно стабильной. Климат раннего
мела не отличается существенно от поздиеюрского: в первой половине
раннего мела, по-видимому, наблюдается дальнейшая его аридизация,
во второй — некоторая гумидизация.
Морское осадконакопление в начале раннего мела (пеоком—апт)
ограничено Прикаспийской впадиной, нижним и средним Поволжьем,
Московской и Печорской синеклизами, позднее (альб, сеноман) распро-
страняется на всю южную часть платформы. Раннемеловое море было
мелководным, среди его осадков преобладают литоральные фации, пред-
ставленные, главным образом, глинами, алевритами и песками. Пески
преимущественно мелко- и тонкозернистые, часто алевритистыс и гли-
нистые, кварцевые, иногда с высоким содержанием глауконита.
В позднем мелу площадь морского бассейна расширяется и в нем
накапливаются сначала песчаные отложения (сеноман), затем широкое
распространение получают кремнистые породы, пнечнй мел, а также
мергели, кремнистые и известковистые глины, кремнистые песчаники,
т с. различные переходные разности между терригенными, кремнисты-
ми н карбонатными породами. К концу периода происходит обмеление
и сокращение площади морского бассейна, вновь преобладают лито-
ральные песчано-глинистые осадки. В датский век море удерживается
только в Прикаспийской синеклизе и Днепровско-Донецкой впадине.
Оставленная морем территория представляет собой пологонаклонпую
равнину, сложенную в основном писчим мелом. Речные потоки прореза-
ют ее сетью глубоких речных долин, активно развивается карст, на плос-
ких водоразделах формируются коры выветривания. Отложения нижне-
го и верхнего мела широко распространены в южной части платформы,
в пределах Днепровско-Донецкой впадины и Токмовского свода, где они
являются основанием многих инженерных сооружений.
В раннем палеогене структурный план платформы остается в общих
чертах таким же, как и в позднем мелу. Еще больше расширяются гра-
ницы суши, оттесняющей море к югу и востоку. Замедляется погруже-
ние Прикаспийской и Днепровско-Донецкой впадин.
57
Климатические условия раннего палеогена характеризуются весьма
равномерным распределением тепла и влаги. Климатическая зональ-
ность выражена слабо, на большей части Русской платформы господст-
вует однообразная климатическая обстановка, напоминающая климат
современных влажных субтропиков. Только на Крайнем Севере клима-
тические условия приближаются к умеренным. Жаркий и влажный кли-
мат, вялый тектонический режим способствуют образованию на плоских
водоразделах мощных кор химического выветривания каолинитового и
бокситового состава, местами сохранившихся на Украинском кристал-
лическом массиве и в настоящее время. Терригенный снос ослаблен.
Образующийся тонкий песчано-алевритово-глинистый материал разно-
сится течениями на обширную площаДь мелководного моря, занимающего
юг Русской платформы. В основном в раннем палеогене откладывались,
пески, часто глауконитовые, реже — глины. Мергели и чисто карбонат-
ные осадки формируются только в глубоководной части Причерномор-
ской впадины. В Поволжье и Приуралье продолжается накопление от-
ложений терригенно-кремнистой формации.
В олигоцене климат становится более умеренным, и на территорию
платформы наравне с вечнозелеными формами появляются листопад-
ные, характерные для субтропиков. Однако химическое выветривание
развивается еще довольно интенсивно, в результате чего образуете»
большое количество глинистого материала. Выровненный рельеф, сла-
бое проявление тектонических движений, активное химическое вывет-
ривание способствуют накоплению в морях олигоцена преимущественно
песчано-глинистых осадков с высоким содержанием глауконита; карбо-
натные отложения имеют подчиненное значение. Наиболее мощные от-
ложения олигоцена — раннего миоцена накапливаются в юго-восточной
части платформы, где они представлены мощной толщей глии (майкоп-
ская свита). Западнее на территории Украины и Воронежской антекли-
зы оии сменяются глауконитово-кварцевыми мелкозернистыми песками»,
реже кремнистыми песчаниками и глинами. В обширной зоне, проходя-
щей от Припятской впадины через Воронежскую аитеклизу к южному
Приуралью, формируется толща континентальных осадков, обогащен-
ных растительным материалом.
Начиная со среднего олигоцена резко усиливаются тектонические-
движения и горообразовательные процессы в соседних геосинклиналях.
На востоке происходит воздымание Урала и Западного Приуралья, на-
чинаются горообразовательные движения в Крымско-Кавказской гео-
синклинали. Общее воздымание платформы вызывает сокращение пло-
щади морского бассейна и смещение его границ далеко к югу. Море
покидает Днепровско-Донецкую впадину и Припятский прогиб, где ус-
танавливаются условия озерно-аллювиальной, местами сильно заболо-
ченной равнины. В миоцене отзвуки альпийского орогенеза распростра-
няются на всю южную часть Русской платформы, проявляясь в диффе-
ренцированных тектонических движениях и формировании линейно-вы-
тянутых субмеридиальиых структур, напоминающих по форме широкие
пологие валы, разделенные впадинами. Охватив громадную площадь-
и достигнув большого размаха, тектонические движения вызывают зна-
чительную, а местами полную перестройку структурного и орографиче-
ского плана юга платформы. В миоцене на платформе формируются
Средне-Русская и Приволжская возвышенности, Окско-Донская низмен-
ность, Приуральское плато и другие морфоструктуры. Вся центральная
и северная части платформы в миоцене остаются денудационной рав-
ниной и морской бассейн оттесняется на крайний юг. Формируется глу-
бокая эрозионная сеть. Значительные переуглубления были встречены.
58
бурением на отдельных участках Дона, Волги и их притоков. Днище
палео-Волги вскрывается на отметках — 100—150 м, а местами до —
300 м.
Прогрессирует похолодание климата. Оно происходит не непрерыв-
но, а скачкообразно, периоды похолодания чередуются с периодами по-
тепления разной амплитуды и продолжительности. Заметно усиливает-
ся зональность климатических условий, резче проявляется континен-
тальность. Похолодание климата вызывает перестройку ландшафта. Бо-
реальные ландшафты смещаются далеко на юг, иа сотни километров,
постепенно оттесняя тропические и субтропические ландшафты к обла-
сти их современного распространения. Изменения климатических усло-
вий приводят к ослаблению процессов химического выветривания. В со-
ставе продуктов выветривания возрастает содержание грубообломочных
•и песчано-алевритовых фракций и снижается содержание глинистых.
В конце миоцена — начале плиоцена поднятие платформы сменяет-
ся медленными неравномерными опусканиями. Долины рек начинают
заполняться грубыми речными осадками. Интенсивность опускания воз-
растает к югу и во второй половине миоцена и раннем плиоцене на юге
•платформы происходят сарматская, меотическая и понтическая транс-
-грессии. В сарматское время в область погружения вовлекается юго-
западная часть платформы (Приднестровье). Море распространяется
также иа значительную часть Украинского кристаллического массива.
Основными типами морских осадков являются пески, глины, мергели,
•известняки (хемогенные и органогенные). В конце сармата платформа
испытывает довольно быстрое и кратковременное общее поднятие, самое
значительное после среднего миоцена. Осадконакопление на всей тер-
ритории платформы прекращается и начинается интенсивная денудация.
В мэотисе море занимает лишь крайний юг Украины и Молдавии. На
юге Украины осадки этого моря представлены в основном карбонатны-
ми породами — ракушечными и оолитовыми известняками, реже песча-
но-глинистыми или мергелистыми образованиями, на юге Молдавии —
•песчано-глинистыми осадками речного и дельтового генезиса. В понти-
ческом веке воды морского опресненного бассейна распространяются
далеко на север вдоль южной окраины Украинского кристаллического
массива, возможно, до широты Днепропетровска и Кировограда. Па
обширной территории образовались известняки-ракушечники, на юго-
западе переходящие в песчано-глинистые отложения. Через район ни-
зовьев Дона солоноватоводиые отложения понта прослеживаются до
южной части Каспийского моря. К понтическому морю с севера при-
мыкала обширная низменность, занимающая территорию Днепровско-
Донецкой впадины, Волыпо-Подольской плиты и Украинского кристал-
лического массива, где накапливаются континентальные отложения.
На водораздельных пространствах в позднем миоцене и раннем
•плиоцене формируются толщи пестроцветных и красно-бурых глин. По
мнению большинства исследователей, пестроцветные глины представля-
ют собой озерно-болотную фацию отложений, а перекрывающие их крас-
но-бурые глины элювиально-делювиальную. Хотя эти отложения и на-
зываются глинами, но имеют весьма пестрый состав н включают поми-
мо глии суглинки, супеси и даже пески различных оттенков бурого цве-
ла. Об их элювиальном происхождении свидетельствует наличие карбо-
натных стяжений, марганцево-железистых бобовин и других новообра-
зований.
Последний отрезок геологической истории — средний плиоцен —
•голоцен — Русской платформы выделен в самостоятельный этап и
рассматривается в следующей главе.
59
ГЛАВА 3.
ФОРМИРОВАНИЕ ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
УСЛОВИЙ РУССКОЙ ПЛАТФОРМЫ
НА ПОЗДНЕАЛЬПИИСКОМ ЭТАПЕ (СРЕДНИЙ
ПЛИОЦЕН - ГОЛОЦЕН)
История развития Русской платформы в плиоцене,
плейстоцене и голоцене
Как было отмечено выше, важнейшим геологическим событием, про-
изошедшим на рубеже новейшего этапа, явилось общее воздымание
платформы и образование разветвленной сети речных долин. Судя по
глубине эрозионных врезов, воздымание платформы было неравномер-
ным. Максимальной величины оно достигло в ее юго-восточной части,
в Прикаспии и Заволжье, где дно долины плиоценовой Пра-Волги
вскрывается местами на глубине 300 м и более, и на северо-западе, в
пределах Балтийского щита, где амплитуда активизированных блоко-
вых подвижек кристаллического фундамента измерялась несколькими
сотнями метров. На остальной территории платформы величина подня-
тия была значительно меньше (50—200 м). Начало новейшего этапа
ознаменовалось также резким похолоданием па территории всей Север-
ной Европы. Хотя похолодание не было монотонным, а прерывалось по-
теплениями, когда на юге Русской равнины вновь расселялась теплолю-
бивая растительность, но общая тенденция проявлялась достаточно от-
четливо — климат в течение всего среднего и позднего плиоцена стано-
вился все более холодным, аридным и континентальным. Изменения кли-
мата наложили свой отпечаток и на всю природную обстановку Русской
платформы, развитие органической жизни, течение геологических про-
цессов. Произошло значительное смещение границ растительных зон к
югу: таежные северные ландшафты спустились до широты Среднего’
Поволжья. Не исключено, что уже в это время па северо-востоке Рус-
ской платформы, где господствовал наиболее суровый климат, сложи-
лись условия, благоприятствующие многолетнему промерзанию верхней
части толщи пород, слагающих платформу.
В конце среднего плиоцена началось новое погружение платформы,
проявившееся в постепенном заполнении древних долин вначале конти-
нентальными, а затем в краевых се частях и морскими отложениями.
Наиболее полно этот отрезок истории развития платформы восстанов-
лен для Прикаспня н Заволжья, где начало нового погружения платфор-
мы фиксируется накоплением в долине Нижней Волги мощной толщи
песчаного аллювия, переходящего вверх по разрезу в типичные озерные
глинистые осадки (кинельские глины), что свидетельствует о замедле-
нии течения реки и распадении се русла па отдельные озерные плесы.
Дальнейшее погружение привело к образованию в Заволжье глубокого
меридионального прогиба, в который вторглось с юга Акчагыльское мо-
ре. Северная граница залива, затопившего Прикаспийскую впадину,
проходила примерно па широте Казани. Морс нпгрссснровало также в
долины рек Урала н Камы, проникнув особенно далеко в Предуралье
по долине р. Белой. При отступлении моря в конце акчагыла Волга
вновь освоила свою долину, но глубина нового эрозионного вреза была
много меньше предкинсльского. Новая трансгрессия, произошедшая в
апшероне, пе проникла так далеко на север, как акчагыльская; север-
ная ее граница проходила па широте г. Пугачева. Севернее морские
отложения этого времени сменяются по преимуществу аллювиальными.
60
получившими широкое распространение в долине Волги и ее притоков.
В других районах платформы, где нет фаунистически охарактеризован-
ных плиоценовых отложений, установись время образования эрозион-
ных врезов и их заполнения сложнее, и здесь мнения отдельных авто-
ров во многом расходятся. В Тимапо-Печорской провинции со средним
и поздним плиоценом большинство исследователей связывает так на-
зываемый падимейский геоморфологический цикл. Как и в Нижнем По-
волжье, этот цикл начался с образования глубоких эрозионных врезов,
заполнившихся в дальнейшем грубыми, а затем более топкими аллю-
виальными отложениями (галечники, пески, алевриты). Наступление
моря носило вначале характер ингрессии в речные долины и лишь позд-
нее распространилось на окружающие водоразделы. Трансгрессия ос-
тавила после себя мощную толщу литоральных и прибрежных осадков
валунно-галечного и песчано-алевритового составов. Весьма ха|рактерно
наличие в разрезе падимейских отложений мореноподобных суглинков
ледового разноса, свидетельствующих о суровом климате, установив-
шемся в этом районе в позднем плиоцене.
В Окско-Донской впадине к этому времени относится образование
древних речных долин, выполненных песчаным аллювием усманской и
кривоборской свит. Глубина долин здесь невелика (60—80 м). В запад-
ной и северо-западной частях платформы эрозионные врезы этого вре-
мени также имеют небольшую глубину и заполнены флювиогляциаль-
ными отложениями и мореной окского (а возможно и более древнего)
оледенения.
Продолжающиеся изменения климата на севере Европейского кон-
тинента привели в определенный момент времени к развитию континен-
тального оледенения. Начавшись в Скандинавских горах и в меньших
масштабах на Северном и Полярном Урале, оледенение постепенно рас-
пространилось на значительную часть Русской равнины. Причины оле-
денения остаются еще во многом неясными, в связи с чем они здесь под-
робно не рассматриваются. Можно отметить только, что согласно со-
временным воззрениям зарождение оледенения могло быть вызвано на-
рушениями водно-теплового баланса территории Северной Европы срав-
нительно небольших масштабов, а его дальнейшее распространение —
следствием процессов, связанных с его внутренним развитием: увеличе-
нием альбедо покрытых снегом и льдом поверхностей и уменьшением
их радиационного и теплового баланса. Судя по многочисленным на-
ходкам теплолюбивой фауны и флоры в осадках, разделяющих типич-
но ледниковые отложения (донные морены), оледенение было много-
кратным и прерывалось эпохами, когда климат был теплее современно-
го. Вопрос о числе оледенений остается до настоящего времени спор-
ным. Согласно унифицированной региональной стратиграфической схе-
ме на Русской платформе выделяется пять самостоятельных оледене-
ний: окское, днепровское, московское, калининское и осташковское.
Первое из них относится по возрасту к раннему плейстоцену, второе и
третье — к среднему (среднерусский надгоризонт), а четвертое и пя-
тое — к позднему плейстоцену (валдайский надгоризонт). Оледенения
разделены четырьмя межледниковьями: среднеплейстоценовыми — лих-
винским и одинцовским (рославльским) и поздиеплсйстоцсновыми—ни-
кулинским и молого-шексиинским. Некоторые исследователи считают,
что кроме пяти указанных оледенений имели место также более древ-
ние нарсвское или варяжское, следы которого обнаружены в Бело-
руссии, и наиболее молодое — карельское, отложения которого распро-
странены в пределах Балтийского щита. Такой точки зрения придержи-
ваются и авторы гл. 8, посвященной описанию этого региона.
61
Из перечисленных оледенений (рис. 6) максимальным было днеп-
ровское, и его граница очерчивает зону всех материковых оледенений
4га Русской платформе. Эта зона занимает всю северную и центральную
Рис. 6. Схема распространения материковых оледенений, среднеплейстоцеиовых крае-
вых зандров и четвертичных трансгрессий на Русской платформе.
Границы распространения материковых оледенений: 1—днепровского (#11 d): 2 —
московского II т); 3 — калининского (gIII&); 4 — осташковского (g HI os);
5 — область ледниковой денудации; 6—район развития краевых зандров днепров-
ского оледенения (flic?); 7 — то же московского оледенения (film); 8 — площади
максимального распространения четвертичных трансгрессий.
части платформы и вдается далеко на юг несколькими крупными язы-
ками: Донским и Днепровским, а также Санско-Бугским (последний
приписывается окскому оледенению), который заходит на территорию
Советского Союза только своей небольшой восточной частью. В связи с
«2
древностью днепровского оледенения созданные им формы рельефа со-
хранились плохо. С поверхности отложения днепровского оледенения
покрыты толщей более молодых четвертичных пород различного гене-
зиса и состава (преимущественно покровных и флювиогляциальных).
Отложения московского оледенения также перекрыты па большей пло-
щади более молодыми образованиями. Формы рельефа московского оле-
денения эродированы в меньшей степени и в ряде районов близ границы,
распространения оледенения (Центральная Белоруссия, Смоленская,
Московская и Костромская области и Коми АССР) выражены в рель-
ефе в виде холмисто-моренных возвышенностей. Наконец, в пределах,
распространения двух последних оледенений — калининского и осташ-
ковского — отложения ледникового комплекса почти повсеместно зале-
гают с поверхности, а формы рельефа почти не изменены последующи-
ми геологическими процессами.
Строение толщ ледниковых отложений различного возраста одно-
типно: в основании разреза залегают флювиогляциальные и озерно-лед-
никовые отложения этапа наступания ледника, выше по разрезу сле-
дует донная морена и завершают разрез флювиогляциальные и озер-
ио-ледниковые отложения этапа отступания ледника. Ледниковые-
толщи разного возраста либо непосредственно налегают друг на друга,,
либо разделены межледниковыми отложениями, комплексом образо-
ваний, типичных для континентального осадконакопления в условиях,
умеренного гумидного климата: аллювиальных, озерных, болотных
и др.
Оледенение платформы привело не только к образованию специфи-
ческих генетических типов отложений, прямо или косвенно связанных с
образованием ледников (ледниковые, флювиогляциальные, озерно-лед-
никовые, лессовые и др.), но существенно изменило и свойства более
древних пород, оказавшихся под статическим и динамическим воздей-
ствием ледникового покрова. Если исходить нз принятого в современной
литературе предположения, что мощность ледяного покрова изменялась
от нескольких сотен метров до 1—2 км, то геостатическая нагрузка, пе-
редававшаяся иа толщу горных пород, должна была достигать 10-105—
20-10s Па, что существенно превышает давления, передаваемые на ес-
тественные основания инженерными сооружениями. Поскольку площадь,
загрузки можно считать практически неограниченной, передаваемое дав-
ление должно было распространяться на значительную глубину, вызы-
вая обжатие пород толщи рыхлых отложений на глубину десятков и со-
тен метров. В каком состоянии находились породы в момент обжатия—
мерзлом или талом, большого значения не имеет, так как при длитель-
ном приложении нагрузки мерзлые породы уплотняются в такой же-
степени, как и талые. Последующая разгрузка и разуплотнение пород
могли только частично восстановить их первоначальные свойства. Та-
ким образом, континентальное оледенение должно было вызвать естест-
венную мелиорацию пород, значительно увеличив их плотность и несу-
щую способность. Имеющиеся факты не противоречат в целом этим
представлениям, но наблюдаются и такие случаи, когда под толщею
ледниковых отложений залегают неуплотненные разности озерных, озер-
но-ледниковых и болотных пород. Ледник оказывал на подстилающие-
породы также динамическое воздействие, разрушая их и перенося обло-
мочный материал (в том числе и в виде глыб, объемом в десятки и сотню
кубических метров) на значительные расстояния от места его образо-
вания. О масштабах денудационной деятельности ледника дает пред-
ставление содержание обломочного материала (в том числе скандинав-
ского происхождения) в толще морены разного возраста. Ледниковая:
63
денудация привела почти к полному уничтожению кор выветривания па
обширных пространствах Балтийского щита, где в дочетвертичное вре-
мя они должны были иметь весьма значительную мощность. В резуль-
тате различные метаморфические и изверженные породы, выходящие
здесь па поверхность или покрытые рыхлыми осадками, отличаются
свежестью и высокой несущей способностью. Иногда значительное воз-
действие ледника проявлялось в образовании гляциодислокаций, где
горные породы нарушены, смяты, раздроблены и образуют неоднород-
ную массу, в которой отторженцы коренных пород чередуются с про-
слоями и линзами морены, сильно обогащенной обломочным материа-
лом. Мощность такой нарушенной зоны местами достигает 20—30 .м.
В связи с неоднородностью такие толши при использовании их в каче-
стве основания сооружений требуют детального и тщательного изуче-
ния. С динамическим воздействием ледника связано также образование
конечных морен напора.
Образование ледниковых щитов сопровождалось изменениями кли-
матических условий всей территории Русской платформы. Непосредст-
венно над ледяными щитами формировалась область высокого давления
с очень низкими температурами (до минус 50—60°) и интенсивными
сгонными ветрами. Охлаждающее влияние распространялось и иа окру-
жающие пространства, вызывая перестройку ландшафтной обстановки,
многолетнее промерзание пород и развитие различных сопутствующих
криогенных процессов. Особенно суровые условия должны были наблю-
даться в северо-восточной части платформы, где в связи с недостатком
осадков ледники отсутствовали или имели небольшую мощность. По
мнению специалистов (Марков и др., 1968; Величко, 1973), граница
вечной мерзлоты проходила на Русской платформе в период максималь-
ного оледенения несколько южнее 50° с. щ., в период валдайского оле-
денения — примерно на широте 45—46° с. ш.
Подземное оледенение распространялось не только па большую пло-
щадь, но и па значительную глубину, охватив толщу кайнозойских, ме-
зозойских, а местами (Тиман) и палеозойских отложений общей мощ-
ностью 400--500 м. Следы криогенных процессов, сопровождавших про-
мерзание пород (морозобойпые трещины, подземные льды, различные
криогенные формы рельефа) наблюдаются в настоящее время не толь-
ко в северных, ио и в южных районах Русской равнины. Процессы крио-
генеза (в слое сезонного промерзания — оттаивания) привели также к
образованию покровных отложений, состоящих в основном из частиц
пылеватой фракции. Размыв или развевание этих отложений с последу-
ющим переотложением материала в экстрагляциальной области в ус-
ловиях холодного засушливого степного климата положили начало об-
разованию толщ лессовых пород.
Если образование громадных ледяных щитов происходило сравни-
тельно медленно (десятки тысяч лет), то для их разрушения понадоби-
лось, по мнению специалистов, значительно меньше времени (не более
1—2 тыс. лет). Быстрое таяние льда сопровождалось образованием
мощных потоков талых вод, которые затапливали предледпиковую рав-
нину и выносили на ее поверхность большое количество песчапо-гравий-
ного материала (зандровые поля). Потоки осуществляли также эрози-
онную деятельность, расширяя и углубляя древние речные долины. При
снижении расходов и уменьшении живой силы потоков долины посте-
пенно заполнялись флювиогляциальными отложениями. Последние вы-
полнили также понижения рельефа тектонического или иного происхож-
дения (Мещерская низменность, Припятское полесье и др.). В резуль-
тате на Русской равнине сформировался ряд широких полос флювио-
64
гляциальных песков, опоясывающих внешние границы оледенений раз*
личного возраста (полесья).
Ниже по течению в долинах рек флювиогляциальные отложения
подвергались сортировке, постепенно переходя в аллювий нормального
состава. Мощные и многоярусные толщи аллювия выполняют древние
долины Днестра, Южного Буга, Днепра, Дона, Волги и других крупных
рек Русской равнины, текущих в южном направлении. Ими сложены
высокие террасы этих рек. Число и гипсометрическое положение террас
зависит от соотношения направления течения рек с оледенениями раз-
ного возраста. В долинах рек бассейнов Балтийского, Белого и Баренце-
ва морей, где накопление аллювия прерывалось оледенениями и древний
аллювий либо сносился ледником, либо перекрывался мореной, аллю-
виальные толщи имеют, как правило, небольшую мощность и более про-
стое строение. Сток талых ледниковых вод в соответствии с общим укло-
ном поверхности южной части Русской равнины был направлен глав-
ным образом на юг в Черное и Каспийское моря. Однако в те моменты,
когда фронт ледника оказывался севернее главного водораздела и лед-
ник препятствовал стоку талых вод на север, здесь возникали обшир-
ные приледниковые озерные бассейны. По мере отступления ледника
размер и границы этих бассейнов непрерывно менялись. Иногда они
соединялись с мировым океаном, превращаясь в моря. Так, в северо-
западной части Русской равнины распространены осадки трех водое-
мов, последовательно сменявших друг друга: первого балтийского озера,
первого иольдиевого моря и второго балтийского озера. Представлены
они песками и слабоуплотненными глинами, являющимися весьма не-
надежным основанием инженерных сооружений.
Большую роль в формировании инженерно-геологических условий
платформы в плейстоцене сыграли также неоднократные трансгрессии
северных и южных морей. На севере повышенной подвижностью обла-
дала Печорская синеклиза. Здесь вторжение моря происходило неод-
нократно. Первая трансгрессия (падимейская) проникла в долину
Печоры до ес широтного колена и оставила после себя толщу моренопо-
добных суглинков, сменяющихся вверх по течению реки грубыми при-
брежно-морскими осадками. Болес значительная трансгрессия (вашут-
кинская) произошла в среднем плейстоцене. Море проникло в это время
по долине Печоры далеко па юг, почти до широты г. Печоры. Осадки
этой трансгрессии представлены в основном прибрежно-морскими фа-
циями; мореноподобные суглинки в их составе встречаются редко. В за-
падной части побережья осадки этих двух трансгрессий неизвестны или
неизучены. Значительно более широко распространены осадки наиболее
крупной трансгрессии (бореальной), произошедшей в позднем плейсто-
цене во время микулинского межледниковья, а в северо-восточной ча-
сти Русской равнины, захватившей, возможно, и время калининского
оледенения. Она охватила площади современных Балтийского, Белого
и Баренцева морей, Ладожского и Онежского озер и вдавалась зали-
вами в пределы платформы по долинам крупных рек. Отложения транс-
грессии представлены различными по составу осадками, среди которых
большое место занимают глины. Неоднократные трансгрессии происхо-
дили в плейстоцене и в южной части Русской платформы, в бассейнах
Черного и Каспийского морей (табл. 4).
Наиболее древняя трансгрессия Каспия произошла в раннем плей-
стоцене (бакинская). Граница ее распространения проходит севернее
Волгограда и восточнее р. Сарпы. Бакинские отложения представлены
темными слоистыми глинами с прослоями песков. Их кровля повсемест-
но залегает ниже уреза Волги (иа глубине 15—45 м). Выше залегают
65
Таблица 4
Основные трансгрессии Черного и Каспийского морей в четвертичное время
Геологический возраст	Трансгрессии	
	Черного моря	Каспийского моря
Голоцен Поздний плейстоцен Средний плейстоцен Ранний плейстоцен	древнечерноморская новозвкенвекая карангатская узунларская древнеэвксннская чаудинская	новокаспийская верхнехвалынская раннехвалынская (подразделяется н» средне* и нижнехвалынскую) хазарская бакинская
отложения хазарской трансгрессии, слагающие основную часть скло-
нов долины Волги и местами сохранившиеся в дне долины под покровом
аллювия. В низах они представлены морскими глинами, переходящими
вверх по разрезу в дельтовые и аллювиальные пески. Самой большой
по размерам была верхнечетвертичная (хвалынская) трансгрессия, раз-
вивавшаяся в две стадии. Вначале море затопило большую часть При-
каспийской низменности, оставив после себя толщу желто-бурых суглин-
ков, переходящих у подножия Приволжской возвышенности в супеси,
а затем в пески различной круппости. В это время уровень моря под-
нялся до 40—50 м, т. с. иа 75—78 м выше современного. Затем море
отступило и во вторую стадию затопило только долину Волги и от-
крывавшиеся в нее балки и овраги, которые превратились в лиманы,
т. е. она имела характер ингрессии. Верхнехвалынская трансгрессия ос-
тавила после себя пески и очень характерные глины (шоколадные),
слагающие террасу Волги и выполняющие понижения рельефа. Они
являются основанием многих сооружений в районе Волгограда.
В Азово-Черноморском бассейне трансгрессии охватывали неболь-
шие площади за пределами современной береговой линии и их осадки
большого практического значения не имеют. Континентальное оледене-
ние завершилось около 10 тыс. лет тому назад, когда ледниковый по-
кров отступил от последнего рубежа своего относительно длительного
стояния — основной конечно-моренной гряды Сальпауселькя. С этим-
событием обычно принято связывать нижнюю границу послеледниково-
го времени — голоЦепа.
История голоцена также сопровождалась неоднократными измене-
ниями климата, перестройкой ландшафтов, смещением растительных зон.
Применение спорово-пыльцевого анализа, дополняемого радиоуглерод-
ным методом, позволило зафиксировать моменты наиболее существен-
ных изменений в строении растительного покрова и установить абсо-
лютный возраст этих рубежей. На этой основе была разработана стра-
тиграфия и геохронология послеледникового времени для наиболее изу-
ченной северо-западной части платформы (табл. 5).
Период освобождения Русской равнины от ледяного покрова (пред-
бореальная стадия) был отмечен сменой почти безлесных ландшафтов-
позднего плейстоцена березовыми и сосновыми лесами, но климат на
всей территории равнины оставался в это время еще очень суровым, а
примерно 8,5—9 тыс. лет назад исчезнувшие было ледники снова спус-
тились к подножию Скандинавских гор и покрыли некоторые острова-
Полярного бассейна.
Следующая атлантическая стадия характеризовалась постепенным
потеплением климата, особенно заметным в период от 7 до 4 тыс. лет-
66
Таблица 5
Стратиграфия и климатические стадии голоцена
Стратиграфические подразделею!я	Климатические стадии	Абсолютный возраст, в годах	
		юго-восток Псковской к Новгородской об- ластей	Карельский перешеек, север Ленинградской области
^Верхний голоцен Средний голоцен Нижний голоцен	субатлантическая суббореальная атлантическая предбореальная	2 400—0 3700—2400 7 000—3700 10200—9400	2500—0 3900—2500 6700—3900 9600—8300
•назад (атлантический максимум). Температура воды о Полярном бас-
сейне повысилась в этот период на 2—2,5°, льды почти полностью ис-
чезли. Заметно увеличился тепловой баланс суши, что привело к зна-
чительному (местами на 800—1000 км) смещению растительных зон в
северном направлении. Многие данные свидетельствуют о том, что зона
тундры в этот период либо полностью исчезла, либо сохранилась в ви-
де узкой полосы на крайнем северо-востоке (Кац, 1952; Нейштадт,
•1957 и др.). Существенно изменился и состав растительности. Одновре-
менно произошло заметное увлажнение климата, о чем свидетельствует
.резкое сокращение размеров лесостепной н степной зон. Леса в этот
период распространились на все Приднепровье н Поволжье, спускаясь
до берегов Черного и Каспийского морей. Потепление вызвало оттаи-
вание мерзлых толи:., но в связи с небольшой продолжительностью ат-
лантическою максимума (3—3,5 тыс. лет) полностью оно завершилось
только в южной и центральной частях платформы (примерно до широ-
ты 67—68° с. ш.). В более северных широтах мерзлые толщи на глуби-
®е, по-видимому, сохранились. Региональное протаивание повлекло за
•собой развитие просадочных явлений главным образом на участках,
сложенных слабоуплотненными озерными, озерно-аллювиальными н бо-
лотными отложениями. Потепление резко активизировало также процес-
сы болотообразования и накопления торфа. Примерно 3700 лет назад
потепление сменилось похолоданием, продолжавшимся около 1 тыс. лет.
Похолодание вызвало новое смещение растительных зон в южном на-
правлении. В низовьях Печоры и на востоке Большеземельской тундры
тайга вновь сменилась тундровыми ландшафтами. Оттаивание мерзлых
толщ не только приостановилось, но сменилось новым промерзанием
горных пород. В первую очередь начали промерзать торфяники и под-
стилающие их осадки, затем — минеральные образования. В пылева-
тых грунтах промерзание сопровождалось формированием подземных
льдов и криогенных слоистых и слоисто-сетчатых текстур. В результате
сформировались молодые голоценовые мерзлые толщи, слившиеся на
севере с древними, сохранившимися после атлантического максимума.
Южная граница распространения молодых многолетнемерзлых толщ
продвинулась примерно до 63° с. ш., мощность достигла 80—120 м.
Новое, хотя и не столь значительное, как в атлантическую стадию,
•потепление наступило в начале VI в. до н. э. .и продолжалось до
XIII в. н. э. (субатлантическая стадия). В начале XIII в. оно вновь сме-
нилось похолоданием, самым значительным с конца оледенения. Об этом
свидетельствуют многие археологические находки и исторические факты,
в частности резкое ухудшение ледовой обстановки во всей Северной
Атлантике и Полярном бассейне. Максимум похолодания пришелся на
1550—1850 гг.
67
Последнее по времени потепление произошло в конце прошлого ве-
ка и достигло максимума в 30-х годах текущего столетия. В целом по-
земному шару повышение среднегодовой температуры воздуха достигло
0,6°, но в приатлантическом секторе Русской равнины оно было, по-ви-
димому, значительно больше. Потепление климата вызвало заметное
смещение на север границ растительных зон. Так, по данным А. А. Бори-
сова (1970), граница леса на территории Большсземельской тундры про-
двигалась в это время на север со средней скоростью до 0,5- 0,7 км
в год. Последние 25 лет наметилось некоторое похолодание, но пока-
трудно судить о том, насколько оно устойчиво.
Неоднократные изменения климатических условий, эвстатические
колебания уровня мирового океана, продолжающиеся дифференцирован-
ные движения континента вызывали в голоцене неоднократные изме-
нения береговых линий морских бассейнов, сопровождавшиеся как
трансгрессиями с затоплением прибрежных частей суши, так и регрес-
сиями с частичным осушением шельфовых зон. Особенной сложностью-
отличалась послеледниковая история Балтики. Начинается она с обра-
зования второго иольднева моря (примерно 10 тыс. лет назад), сущест-
вовавшего очень недолго, так как поднятие суши вновь отрезало Балти-
ку от Мирового океана. Образовавшееся в результате этого пресновод-
ное анциловое озеро позднее сменилось солоноводным литорнновыи
морем (примерно 7200—4800 лет назад). В дальнейшем наблюдались,
новые неоднократные изменения формы и размеров бассейна. Последние-
две фазы его существования получили название дрсвпебалтийского, или
лимниевого, и балтийского или мидиевого морей. На побережье Коль-
ского полуострова фазам развития Балтики также отвечал ряд транс-
грессий: литориновому морю — трансгрессия Фолас, Тапес I и II, древ-
небалтийскому — Тривиа и Остреа I и И. Трансгрессии Балтики оста-
вили после себя толщи слабоуплотненных и почти не измененных диа-
генезом песчано-глиинстых осадков. Особенно широко распространены
в Прибалтике, Карелии и на Кольском полуострове так называемые
иольдиевые глины, обладающие своеобразными и весьма неблагоприят-
ными инженерно-геологическими свойствами.
На Черном море голоценовое время ознаменовалось фанагорийской
трансгрессией, вызвавшей падение уровня моря на 3 м относительно его-
современпого стояния, а затем нимфейской трансгрессией, приведшей
уровень моря к современному. На Каспии в позднем плейстоцене про-
изошло значительное снижение уровня моря (по О. К- Леонтьеву и
П. В. Федорову до абс. отм. —50 м, а по В. Г. Рихтеру достигают даже
—69 м), сменившееся затем подъемом — новокаспийской трансгресси-
ей. Уровень моря был в это время выше современного.
В течение голоцена продолжалось накопление многих других гене-
тических типов отложений, характерных для условий умеренно холод-
ного или умеренно теплого гумидного климата: озерных, болотных, ал-
лювиальных, элювиальных, делювиальных и др Инженерно-геологиче-
ская характеристика этих генетических типов отложений будет рассмот-
рена ниже.
Современная ландшафтно-климатическая зональность
и ее инженерно-геологическое значение
Процессы формирования инженерно-геологических условий проте-
кают на Русской платформе и в настоящее время Являясь проявлени-
ем различных форм взаимодействия литосферы с окружающей средой—
68
космосом (солнечная радиация), атмосферой, водными объектами и ор-
ганической жизнью — они подчиняются некоторым пространственным
закономерностям, находящим отражение в ландшафтной (ландшафтно-
климатической) зональности. Так, на территории Русской равнины при
Рис. 7. Ландшафтно-клнматнческне зоны Русской равнины: 1—тундра; 2 — лесо-
тундра; 3 — лесная зона, подзона тайги; 4 — лесная зона, подзона смешанных лесов;
5 — лесостепная зона; 6 — степная зона; 7 — зона полупустынь и пустынь
движении с северо-запада на юго-восток последовательно выделяются
четыре ландшафтные зоны — тундры, лесов, степей и пустынь. Они раз-
делены тремя подзонами — лесотундры, лесостепей и полупустынь
(рис. 7). Каждая из выделяемых зон отличается от соседних не только
69
по показателям водно-энергетического баланса, но и по всему комп-
лексу природных условий: климатической обстановке, растительному и
почвенному покровам, поверхностным и подземным водам, составу и
свойствам современных отложений, спектру современных геологических
процессов и многим другим характеристикам, имеющим большое инже-
нерно-геологическое значение. Таким образом, ландшафтная зональ-
ность отражает смену в пространстве не только климатических и ланд-
шафтных, но в значительной степени и инженерно-геологических усло-
вий. Геологическое строение территории в пределах отдельных зон не
отличается постоянством, а это не может не сказываться па строении
ландшафтной оболочки, которая также не является вполне однородной,
а состоит из сложной мозаики природно-территориальных комплек-
сов. Однако набор природно-территориальных комплексов в пределах
каждой из зон ограничен и своеобразен. Это собственно и позволяет,
во-первых, выделить отдельные зоны, а во-вторых, дать им
обобщенную характеристику (в том числе и с позиций инженерной гео-
логии).
Зона тундры протягивается узкой полосой по побережью се-
верных морей, постепенно расширяясь к востоку, где она распростра-
няется па обширную площадь (Мало- и Болыпеземельские тундры).
Климат тундровых зоп в связи с высокими широтами и близостью Арк-
тики суровый. Только на западе он несколько смягчеп влиянием Гольф-
стрима. Радиационный баланс не превышает 20 -25 ккал/см2 в год. Хо-
лодная, длительная зима сменяется коротким, умеренно теплым летом.
Среднегодовая температура на Кольском полуострове достигает Iе, на
востоке (Нарьян-Мар) она снижается до —4,1°. Годовое количество
фсадков сравнительно невелико (450—600 мм), и только местами на
возвышенностях Кольского полуострова увеличивается до 800—1000 мм.
Однако в связи с низким испарением коэффициент увлажнения для всей
этой территории заметно превышает единицу (Кола — 1,11, Нарьян-
Мар — 1,67). Таким образом, тундровая зона Русской равнины должна
быть отнесена к областям со значительным избыточным увлажнением.
Для тундры характерны сильные ветры, особенно зимой, что приводит
к перевевапию снегового покрова и накоплению его в понижениях.
В связи с этим мощность снегового покрова очень неравномерна: от не-
скольких сантиметров на водоразделах до 1—1,5 м в долинах рек и дру-
гих отрицательных формах рельефа (в среднем 0,6—0,7 м). Неравно-
мерное распределение снегового покрова приводит в свою очередь к
весьма пестрому распределению глубин промерзания и температур в
толщах мерзлых пород. В связи с суровым климатом и низким
радиационным балансом вся северо-восточная часть тундровой зоны
(север Печорской низменности, Мало- и Большеземельской тундры) от-
носится к области распространения многолетнемерзлых пород.
Зона тундры является областью активного морозного выветрива-
йия. Этому способствуют низкие температуры, но в еще большей степе-
ни частые переходы температуры через нуль, что приводит к периоди-
ческому промерзанию воды в трещинах горных пород. В связи с этим в
эоне тундры распространены главным образом щебнисто-глыбовые элю-
виальные образования с различным содержанием дресвы, песчаных и
пылеватых частиц и невысоким содержанием глинистого материала.
Часто встречаются разности, состоящие преимущественно из пыли. Хи-
мическое выветривание в этой зоне развито слабо и ограничено несколь-
кими летними месяцами. Как отмечает И. И. Гинзбург (1963), в субпо-
лярных условиях протекают лишь процессы гидратации и выщелачи-
вания алюмосиликатов и происходит формирование небольшой мощно-
70
сти зон дезинтеграции и гидратации, представленных в основном глини-
стыми минералами группы гидрослюд; гидрохлоритов и реже мопотср-
митов. Дальнейшее разложение алюмосиликатов, по мнению этого ав-
тора, в современных корах выветривания в этой зоне не происходит.
В составе продуктов выветривания отмечается также присутствие као-
линита и свободных гидроокислов железа и алюминия, что указывает на
возможность глубокого изменения или полного разрушения первичных
силикатов. Однако масштабы таких преобразований в этой зоне невели-
ки. Сильные, постоянно дующие ветры способствуют выдуванию, пере-
носу и переотложению тонкого материала, особенно в зимнее время го-
да, когда он переносится вместе со снегом. Поэтому на водоразделах
тонкий материал нередко полностью отсутствует (каменистые тундры),
а в долинах вовлекается в солифлюкциопный, делювиальный, аллюви-
альный процессы и др.
В горных районах Кольского полуострова большая роль в форми-
ровании современных отложений принадлежит гравитационным процес-
сам (обвалыю-осыпные накопления), часто протекающим совместно с
явлениями промерзания — оттаивания и периодического увлажнения по-
род (солифлюкция, термокарст, дефлюкция, десорбция и др.). Форми-
рующиеся отложения представлены грубообломочными разностями, ли-
бо сильно пылеватыми супесями, суглинками, с большим содержанием
обломочного материала.
Почвенный покров представлен в основном тундрово-глеевыми поч-
вами; на плоских водоразделах и в понижениях формируются болотные
почвы и торфяники, но в связи с медленным накоплением биомассы
мощность торфяного покрова обычно не превышает 1—2 м.
Климат зоны тундры во многом определяет условия накопления и
движения грунтовых вод, их режим, степень и характер минерализа-
ции. Если не считать отдельных хорошо дренированных участков иа
Кольском полуострове и в некоторых других местах, грунтовые воды в
зоне тундры почти повсеместно залегают вблизи поверхности и чаете
вызывают заболачивание. Это, как правило,- ультрапрссные, нейтраль-
ные или кислые воды гидрокарбонатно-кальцисвого состава, резко аг-
рессивные по отношению к бетону на портландцементе.
Свойства талых рыхлых пород в зоне тундры определяются в ос-
новном избыточным увлажнением территории и промывным режимом
верхней части толщи пород. Это приводит к полному водонасыщению
грунтов, низкой минерализации порового раствора и препятствует раз-
витию в грунтах жестких кристаллизационных связей. В связи с этим
поздне-последниковые глинистые отложения тундровой зоны (покров-
ные, морские, озерные, аллювиальные и др.) характеризуются значи-
тельной сжимаемостью и невысокой прочностью. Часто обладают ярко
выраженной тиксотропностыо и весьма чувствительны к динамическим
нагрузкам. При промерзании обычно наблюдается значительное распу*
чивапие (льдонасыщение). Такие явления, как набухание и просадоч-
ность глинистых грунтов в связи с полным их водонасыщепием в этой
зоне не наблюдаются.
Лесная зона занимает около половины всей территории Русской
равнины. Климат зоны лесов уже значительно более мягкий, особенно в
ее южной части. Радиационный баланс увеличивается до 25—40 ккал/см’
в год. В связи с обилием влаги большая часть тепла расходуется на ис-
парение (например, в районе Минска около 80% всего радиационного
баланса). Наиболее мягким климатом отличается северо-западная, При-
балтийская часть лесной зоны (Рига), где частые западные циклопы не-
сут с собой осадки, а в зимнее время — и тепло. К востоку суровость
71
и континентальность климата заметно возрастают. Среднегодовая тем-
пература здесь приближается к 0°, а континентальность близка к си-
бирской и достигает 60% (Р- Щугор). В направлении с северо-запада на
юго-восток убывает количество осадков, влажность воздуха и облач-
ность. Поэтому, если вся западная, северная и центральная части лесной
зоны характеризуются заметным преобладанием осадков над испаряе-
мостью и могут быть отнесены к областям избыточного увлажнения (ко-
эффициенты увлажнения: 1,40 в Ригс; 1,31 в Петрозаводске и 1,14 в
Москве), то для юго-западной части наблюдается уже известный дефи-
цит осадков и ее следует рассматривать как умеренно засушливую
(в Казани — 0,72).
Водный баланс лесной зоны в связи с громадной ее протяженно-
стью и существенными различиями в климатических условиях и геоло-
гическом строении отдельных ее частей изменяется в довольно широких
пределах, ио все же обладает некоторыми общими для всей зоны ха-
рактерными чертами. Один из главных компонентов водного баланса -
поверхностный сток — не имеет четко выражёпного зонально-широтно-
го распределения, в чем сказываются отмеченные уже ранее особенно-
сти циркуляции воздушных масс над этой территорией, по в общем за-
метно уменьшается в южном направлении: от 200—250 мм (на Коль-
ском полуострове) до 70—80 мм (в районах Припятского и Деснинско-
го Полесья у южной границы лесной зоны). Суммарное испарение, нао-
борот, заметно возрастает в этом же направлении. Наименьшие его
значения (100—150 мм) отмечаются у северной границы лесной зоны,
где испарение лимитируется недостаточным количеством тепла. К югу
еуммарное испарение постепенно увеличивается и у южной границы лес-
ной зоны достигает 400—4,50 мм. В результате картина распределения
подземного стока оказывается довольно сложной, даже если учитывать
только зональные закономерности. У северной границы лесной зоны под-
земный сток сравнительно невелик (около 7,5 мм), затем в направлении
к югу начинает постепенно возрастать, достигая на линии Ленинград—
Сыктывкар, примерно 100 мм, а па крайнем северо-западе, в пределах
Кольского полуострова и Карелии 100—150 мм. Еще дальше на юг под-
земный сгок начинает быстро уменьшаться и у южной границы лесной
зоны уже пс превышает 25—30 мм. На этом общем фоне наблюдаются
отдельные аномалии, связанные с особенностями геологического строе-
ния, рельефа, местными климатическими условиями и др. Несмотря на
отмеченные различия, для зоны лесов характерно довольно интенсивное
увлажнение и промывной режим толщ горных пород в зоне аэрации, а
также наличие постоянного поверхностного и подземного стока.
В связи с более теплым и одновременно влажным климатом зона
лесов характеризуется более активным развитием процессов химическо-
го выветривания, чем зона тундры. Ведущую роль здесь играет биохи-
мическое выветривание, протекающее при активном участии микроорга-
низмов, продуцирующих большое количество углекислоты и фульвокис-
лот. Это приводит к образованию кислых почвенных вод с pH от 5 до
6,5, разложению и выщелачиванию минералов и выносу катионов в под-
стилающие почвенные горизонты. В результате в верхней части почвен-
ного разреза образуется обесцвеченный элювиальный горизонт, обеднен-
иый глинистыми частицами, полуторными окислами и свободным крем-
еземом и относительно обогащенный алевритовыми фракциями главным
образом кварцевого состава. Плотность этого горизонта уменьшается,
а водопроницаемость возрастает. Мощность этого горизонта, полу-
чившего название подзола, колеблется от 4 до 12 см. Продукты разло-
жения частично вовлекаются в дальнейшие химические процессы. Важ-
72
пейшим из них является новообразование глинистых минералов. На се-
вере лесной зоны, где преобладают кислые почвенные воды, образуются
в основном гидрослюды и каолинит, на юге, где воды становятся слабо-
щелочными, преобладающим минералом становится монтмориллонит.
Благодаря большой длительности теплого периода, активному водо-
обмену (промывной режим), высоким температурам взаимодействие гор-
ных пород с насыщающими их водами протекает в этой зоне наиболее
активно (включая и образование вторичных глинистых минералов).
При постоянном или длительном сезонном переувлажнении почв в
них создается бескислородная среда, благоприятная для развития ана-
эробных бактерий и вызываемых ими восстановительных процессов. Поч-
вы приобретают типичную сизо-серую окраску (глей). Глеевый процесс
нередко сопровождается накоплением на поверхности торфянистого го-
ризонта мощностью до 20—30 см (торфянисто-глеевые почвы). При за-
стойном избыточном увлажнении, вызываемом в большинстве случаев
близким залеганием уровня грунтовых вод, происходит прогрессирую-
щее накопление торфа с образованием торфяников, где мощность торфя-
ного слоя может измеряться метрами. Глеевый слой в этом случае под-
стилает торфяную залежь. Мощность толщи пород, иптенсивно затро-
нутых процессами почвообразования и выветривания в лесной зоне,
обычно невелика (1—1,2 м). Но, как показывают наблюдения, вынос
тонкодисперсного глинистого материала распространяется значительно
глубже, оказывая влияние на свойства пород и в подстилающих гори-
зонтах. Обогащение тонкими глинистыми частицами и гидроокисями
железа, которые осаждаются на поверхности минеральных зерен и
уменьшают пористое пространство, приводит к уплотнению нижних го-
ризонтов почвы и нередко — к весьма значительному снижению их во-
допроницаемости, что, в свою очередь, способствует образованию верхо-
водок и заболачиванию территории.
В зоне лесов существенно меняется по сравнению с тундрой и от-
носительная роль отдельных агентов транспортировки материала. В свя-
зи с наличием лесов и густого напочвенного покрова роль ветра как
транспортирующего агента здесь снижается до минимума (за исключе-
нием немногих районов слабо закрепленных песков в долинах рек и на
берегах водоемов), и основная роль переходит к воде (плоскостной
смыв, струйчатый размыв, эрозионно-аккумулятивная деятельность рек).
Поэтому основными типами современных отложений, формирую-
щихся в лесной зоне, являются делювий, овражпо-балочиые и аллюви-
альные, а в некоторых районах — озерные отложения. Особенно актив-
но все эти процессы протекают в районах, где леса вырублены и значи-
тельные территории распаханы. В связи с широким распространением
в зоне лесов различных глинистых отложений, подвергающихся размы-
ву (юрские и меловые глины, моренные образования), а также процес-
сам новообразования глинистых минералов, состав образующихся в этой
зоне отложений уже существенно более глинистый, чем в зоне тундры.
Это относится, в первую очередь, к делювиальным, аллювиальным (пой-
менная и старичная фации) и озерным отложениям.
Грунтовые воды в зоне лесов распространены практически повсе-
местно на глубинах, редко превышающих 5—10 м. Воды в большинстве
случаев пресные, с сухим остатком до 1 г/л, нейтральные, гидрокарбо-
натно-кальциевые, в северной части зоны с повышенным содержанием
свободной углекислоты, что делает их агрессивными по отношению X
бетону на портландцементе. В связи с широким распространением гли-
нистых пород и явлениями оглеения, о которых мы упоминали выше, в
зоне лесов часто наблюдается верховодка, насыщающая почвенный
73
слой и подстилающая трещиноватую и разрыхленную толщу суглинков.
Период стояния верховодки бывает весьма различным, часто охватыва-
ет всю весну и первую половину лета. Как и в зоне тундры, на свойст-
вах глинистых грунтов в сильной степени сказываются полное водонасы-
щение и промывной режим. Поэтому глинистые грунты с развитием
жестких связей наблюдаются только в южной и особенно юго-восточ-
ной частях зоны, где начинает сказываться дефицит осадков. Здесь мо-
гут наблюдаться при строительстве сооружений и осуществлении инже-
нерных мероприятий такие явления, как набухание и просадочность.
Зона степей занимает почти всю южную часть региона. Харак-
терными чертами климата степной зоны являются более резко выражен-
ная континентальность, жаркое сухое лето, довольно холодная зима с
частыми оттепелями и метелями, короткая, интенсивно протекающая
весна, частые засухи и суховеи. Континентальность заметно возрастает
с приближением к Каспию. В этом же направлении убывает количест-
во осадков, растет засушливость, зимы становятся более суровыми, поч-
ти без оттепелей, заметно падает зимняя температура. Годовой радиа-
ционный баланс составляет в зоне степей 40—60 ккал/см2 в год, посте-
пенно возрастая к югу и юго-востоку. Количество осадков достигает
максимума в северо-западной части степной зоны (450—475 мм), к югу
и востоку оно уменьшается и в Прикаспии не превышает 200 мм. Осад-
ки расходуются главным образом на испарение (иа севере потери на ис-
варение составляют 85—90%, а на юге и юго-востоке приближаются к
100%). Подземный сток в северных районах составляет 7—10%, а на
юго-востоке он близок к нулю. Поскольку количество выпадающих осад-
ков много меньше испаряемости, коэффициенты увлажнения для степ-
ной зоны колеблются в пределах от 0,4 0,5, что свидетельствует о за-
сушливости этой зоны.
В почвенном покрове здесь преобладают черноземы, переходящие
иа юге в каштановые степные почвы. Черноземы характеризуются на-
личием мощного гумусового горизонта (1—1,5 м, а местами до 2 м) с
изменчивым, но высоким содержанием гумуса (от 3 до 10%, а иногда
и более). Каштановые почвы, распространенные главным образом в юго-
восточной засушливой части степной зоны, обладают меньшей мощно-
стью (0;7— 0,8 м) и более низким содержанием гумуса. Высокая насы-
щенность- минеральной составляющей черноземов кальцием приводит к
коагуляции минеральных коллоидов и закреплению гумуса в верхних
горизонтах почвы, а также ее агрегированности. Это способствует хо-
рошей аэрации и водопроницаемости почвы, окислению органических ос-
татков. с образованием углекислоты, которая переводит карбонаты в
растворимую форму. Поэтому в верхней части почвенного профиля соз-
даются условия, мало благоприятные для накопления карбоната каль-
ция. Ниже содержание углекислоты уменьшается и бикарбонат каль-
ция переходит в нерастворимый углекислый кальций. Так образуются в
черноземах и каштановых почвах уплотненные горизонты, насыщенные
и сцементированные карбонатами. Глубина залегания этого горизонта
постепенно уменьшается в направлении к югу и юго-востоку от 150 до
20 см. В связи с ослабленным водообменом и быстрым насыщением поч-
венных вод различными химическими компонентами при испарении взаи-
модействие почвенных вод с алюмосиликатами протекает здесь менее
активно, чем в северных широтах, но так же наблюдается, хотя и в
меньших масштабах, образование вторичных глинистых минералов (по
преимуществу монтмориллонита).
Для степной зоны характерно отсутствие промывного режима, по-
этому влажность почв и подстилающих лессовых пород заметно изме-
74
пяется только до глубины 6—7 м. Ниже образуется «мертвый горизонт»^
где влажность почти не меняется в течение всего года. Грунтовые воды
сравнительно широко распространены только в северной части степной
зоны, где они приурочены к нижней части лессовой толщн, подстилаю-
щейся красно-бурыми глинами. Воды в большинстве случаев пресные,
гндрокарбонатные, на крайнем юге гидрокарбоиатно-сульфатные, аг-
рессивные по отношению к бетонам на сульфатонестойкнх цементах.
Среди современных геологических процессов, характерных для ;зо-
ны степей, преобладают процессы, связанные с деятельностью поверх-
ностных и подземных вод (карст, оползни, эрозии, просадочные явле-
ния), но заметную роль начинают играть и эоловые процессы (поверх-
ностная ветровая эрозия). С этим явлением связаны пыльные бури,
периодически повторяющиеся на юге Украины, на Кубани и в Заволжье.
Важнейшая особенность различных типов рыхлых отложений степ-
ной зоны — неполное их водонасыщение — в значительной мере опре-
деляет и поведение этих пород при осуществлении различных хозяйст-
венных и инженерных мероприятий, в частности большую чувствитель-
ность к дополнительному замачиванию. Последнее в зависимости, от.
структуры и состава пород может приводить к развитию двух противо-
положных по своему характеру, но в равной степени опасных для со-
оружений процессов: просадкам и набуханию. Первое явление харак->
терно для лессовых пород, которые обладают «педоуплотненной струк-
турой» и сравнительно невысоким содержанием глинистых минералов
средней гидрофильности, второе — для высокодисперсных глин морских
трансгрессий (майкопских, хвалынскнх и др.).
Зона полупустынь занимает сравнительно небольшую площадь
в пределах Прикаспийской низменности. Климат этой зоны характери-
зуется резко выраженной континентальностью и засушливостью. Незна-
чительные, весьма колеблющиеся в отдельные годы осадки (Астрахань.
206 мм в год) расходуются в основном на испарение и поверхностный
сток (в весеннее время). Подземный сток близок к нулю. Грунтовые во-
ды в зоне полупустынь имеют весьма непостоянное распространение,
глубину залегания и минерализацию. Преобладают воды повышенной
минерализации различного анионного и катионного состава. Встречают-
ся агрессивные воды за счет высокого содержания сульфатов.
В связи с большими амплитудами температур и незначительным
увлажнением зона пустынь представляет собой область интенсивного
механического выветривания. Среди современных геологических процесс
сов особую роль играют развевание и перевевание песков, особенно в
прибрежных районах, где быстро отступающее море оставляет широкую
полосу незакрепленных растительностью песчаных отложений.. Следует
упомянуть также эрозию, хотя она выражена здесь значительно слабее,
чем в других зонах.
Инженерно-геологическая характеристика основных комплексон
и генетических типов плиоцси-чствсртнчиых отложений
Ледниковые отложения широко распространены в северной в
центральной частях Русской равнины.
Собственно ледниковые отложения представлены
различными типами морен. Наиболее распространенной среди пях явч
ляется донная, или основная, морена. Мощность основной морены, в
большой степени зависит от рельефа поверхности подстилающих ее го<рн
них пород, увеличиваясь в депрессиях доледникового рельефа, до, мшУ-
75
гих десятков метров и уменьшаясь иа его выступах до нескольких мет-
ров, а иногда даже до долей метра. В случаях же, когда друг на друга
налегают основные морены нескольких оледенений, общая мощность
моренной толщи может достигать 100—120 м.
Поверхностные горизонты морены материковых оледенений не-
редко представлены абляционпой морепой, которая образована из ма-
териала, переносившегося на поверхности ледпика и отложившегося пос-
ле его окончательного стаивания. Покров абляционной морены не яв-
ляется сплошным и мощность его редко превышает 2—3 м. В пределах
Балтийского щита (область ледниковой денудации) моренные отложе-
ния представлены преимущественно песками с большим количеством
грубообломочного материала, а па остальной территории — супесями
и суглинками, реже глинами с большим количеством крупнообломочно-
го материала. В толще морены нередко встречаются прослои и липзы
песков, также в большинстве случаев обогащенпые обломочным мате-
риалом. Важнейшей отличительной чертой морены является отсутствие
сортировки. Сланцеватость, иногда отмечаемая в морене, связана, по-
видимому, не с процессом накопления обломочного материала, а с его
уплотнением под воздействием движущегося льда. Несмотря на отсут-
ствие сортировки и большую неоднородность, содержание отдельных
компонентов в составе морены довольно постоянно. Так, для территории
ледниковой аккумуляции среднее содержание в дойных моренах грубо-
обломочного материала не превышает 10%, а глинистых частиц — 15—
20%. Таким образом, сумма песчаных и пылеватых (алевритовых) ча-
стиц обычно составляет 70—75%. В пределах территории ледниковой
денудации содержание грубообломочного материала зпачительпо боль-
ше (в среднем 15—25%), но содержание глинистых частиц значительно
меньше (вплоть до полного их отсутствия). Сумма песчаных и пыле-
ватых частиц также составляет в среднем 70—75%. Коэффициенты из-
менчивости содержания глинистой, пылеватой и песчаной фракций в
донной морене невелики (7—20%), крупнообломочной фракции много
выше — 65% (Максимов, 1966; Верейский, 1971). Таким образом, мож-
но считать, что моренные отложения при всей своей неоднородности ха-
рактеризуются довольно постоянным гранулометрическим составом. Аб-
ляционные морены по сравнению с донными обычно более песчанисты
(Рухииа, 1973).
По минеральному составу глинистая фракция моренных отложений
представлена в подавляющем большинстве гидрослюдами, реже в ней
присутствуют каолинит и монтмориллонит. Песчаная и пылеватые фрак-
ции представлены преимущественно кварцем. Число пластичности отло-
жений основных морен в зависимости от содержания глинистых частиц
колеблется от 1—3 у легких супесей до 30 (реже более) у глин; наибо-
лее распространенные значения 7—18 (рис. 8, 9). Поскольку глинистая
фракция этих пород представлена преимущественно гидрослюдами, то
нередко породы, оцениваемые по гранулометрической классификации
В. В. Охотина, как суглинки, по классификации СНиПа попадают в раз-
ряд супесей, а оцениваемые как глины — в разряд суглинков. Коэффи-
циент вариации значений числа пластичности изменяется от 8 до 31%.
Моренные отложения характеризуются высокой плотностью, обуслов-
ленной главным образом гранулометрическим составом отложений, а
возможно, и динамическим воздействием ледника. Она нередко превы-
шает плотность многих более древних (в том числе и дочетвертичных)
нелитифицированных пород. Объемная масса породы естественной влаж-
ности почти всегда превышает 2,0 г/см3, достигая в отдельных случаях
2,3 г/см3, и сравнительно мало зависит от ее литологического состава.
•76
Для различных участков Русской платформы средние значения получен-
ные по сотням и тысячам определений моренных отложений последнего
•оледенения составляют; 2,08—2,28 для супесей, 2,08—2,29 для суглин-
ков, 2,01—2,2 г/см3 для глин (Верейский, 1971). Несмотря на неодно-
родность морены, колебания значений объемной массы у нее невелики.
Рис. 8. Схема пространственного изменения числа пластичности суглинков днепров-
ской морены в центральной части Русской равнины (составили Н А. Недосеев и
Т. В. Рыбакова): 1—изолинии равных значений числа пластичности; 2 — граница
днепровского оледенения; 3 — пункты массового опробования и осрсднсннос зна-
чение показателя
Так, для территории Московской синеклизы коэффициенты вариации со-
ставили: 2—5% для калининской морены и 1—4% для днепровской и
московской. Объемная масса скелета 1,8—2,1 г/см3; коэффициент порис-
тости 0,25—0,45, редко превышает 0,5 (рис. 10, 11). Естественная влаж-
ность моренных отложений не превышает, как правило, 10—20%, коэф-
фициент водоиасыщения обычно 0,8—1,0, изредка снижается до 0,7%.
Моренные отложения характеризуются высокими показателями сопро-
77
тивлепия сдвигу. Наиболее распространенные значения угла внутрен-
него трения 20—35°, коэффициент внутреннего трения 0,36—0,70. Вели-
чина сцепления зависит в большей степени от гранулометрического со-
става и изменяется от десятых долей у песчано-супесчаных разностей
до 1,7- 10s Па у суглинков; наиболее часто встречаются значения.
Рнс. 9. Схема пространственного изменения числа пластичности суглинков москов-
ской морены в центральной части Русской равнины (составили Н. Л. Недосеев
и Т. В. Рыбакова):
1 — изолинии равных значений числа пластичности; 2 — граница московского оле-
денения; 3 — пункты массового опробования и осредненное значение показателя
0,3-10’—0,8-105 Па. Коэффициент сжимаемости моренных отложений
изменяется в пределах от 10-8 до Ю-7 Па-1. Значения компрессионного
модуля общей деформации моренных отложений колеблются от
250-10® до 350-10s Па (модули, полученные нагрузками па штампы,
примерно в два раза выше). В редких случаях значения модулей сни-
жаются до 50-10®—100-105 Па.
Моренпые отложения, как правило, являются надежным основани-
ем сооружений. Иногда в разрезе моренных отложений (особеино-
конечных морен) встречаются песчаные линзы и прослои с пониженной
плотностью (по-видимому криогенного происхождения).
Абляционная морена обычно отличается от основной морены мень-
шей плотностью и большей сжимаемостью, по остается в большинстве
случаев достаточно надежным основанием любых инженерных со-
оружений.
78
Можно наметить ряд закономерностей изменения состава и физи-
-ко-механичсских свойств донно-моренных отложений как в плане, так
я по разрезу. В плане эти изменения связаны с направлением движения
ледников. Именно в этом направлении — с северо-запада ка юго-вос-
ток — уменьшается содержание и размеры грубообломочного материа-
Рис. 10. Схема пространственного изменения объемной массы скелета суглинков
днепровской морспы в центральной части Русской равнины (составили Н. А. Недо-
сеев н Т. В. Рыбакова)*
1 — изолинии равных значений объемной массы скелета грунта, г/см3; 2 —граница
днепровского оледенения; 3 — пункты массового опробования и осредкенное значе-
ние показателя
ла, а в составе мелкозема возрастает содержание глинистых частиц.
Так, морена последнего оледенения в пределах Кольского п-ова пред-
ставлена преимущественно песками с грубообломочным материалом,
реже супесями и еще реже суглинками с грубообломочным материалом;
в Карелии и на Карельском перешейке (Ленинградская обл.) преобла-
дает супесчаная морена (только на юго-востоке Карелии, переходящая
® суглинистую), а па остальной площади распространения последнего
79
оледенения морена преимущественно суглинистая, а местами и глинис-
тая. Аналогичное изменение состава претерпевают и морены более древ-
них оледенений. Соответственно меняются и все другие показатели, свя-
занные с гранулометрическим составом (показатели пластичности, влаж-
ности и др.).
Рис. 11. Схема пространственного изменения объемной массы скелета суглинков
московской морены в центральной части Русской равнины (составили Н. А. Не-
досеев н Т. В. Рыбакова):
1 — изолинии равных значений объемной массы скелета грунта, г/см*; 2 — граница
московского оледенения; 3 — пункты массового опробования и осредненное значе-
ние показателя
Кроме этой общей закономерности наблюдаются также изменения
местного характера. Весьма существенно па состав морены влияют рель-
еф и геологическое строение ледникового ложа. Так, в местах, где лед-
ник двигался по кембрийским синим глинам (Эстонская ССР и Ленин-
градская обл.), морена обогащалась глинистым материалом и приобре-
ла голубоватую окраску, в месгах, где ледник двигался по девонским
красноцветным песчаникам (Латвийская и Литовская республики,
Псковская и Новгородская области) — песчаными частицами и приоб-
рела ржаво-красный цвет, в местах, где ледник двигался по юрским гли-
нам (Поволжье) — глинистым материалом и приобрела темный, почти
черный цвет. Однако эти изменепия состава морены, как уже отмеча-
лось выше, лишь в малой степени отражаются на ее деформационно-
прочностных свойствах. Последние в целом обладают значительным по-
80
стоянством на всей площади распространения морены, кроме отдельных;
участков, где наблюдается снижение показателей в результате таких
процессов, как вытаивание мертвого льда, солифлюкция и др. Наблюда-
ются также определенные различия в составе и свойствах моренных от-
ложений разных оледенений. Интересные данные приводит в этом отно-
шении С. С. Морозов (1962), которым было выполнено сопоставление
свойств глинистых морен различного возраста для всей Русской плат-
формы. Им были получены следующие средние значения объемной мас-
сы скелета (1500 опр.) для днепровской морены 1,92 г/см3, для москов-
ской и калининской 1,80 и для осташковской 1,75 г/см3. Аналогичные
соотношения плотности морен различного возраста, залегающих друг
над другом в одних или близлежащих разрезах, отмечены в ряде регио-
нов второго порядка.
В верхней зоне мощностью 2—4 м морена заметно изменена процес-
сами выветривания и обладает сравнительпо низкими значениями объ-
емной массы и соответственно более высокими значениями пористости.
Особенно заметно процессы выветривания сказались па днепровской
морене в краевых частях Донского и Днепровского языков.
Свойства бассейновых морен изучались в процессе инженерно-гео-
логических изысканий под строительство гидротехнических сооружепнй
на Печоре. Объемная масса породы при естественной влажности со-
ставляла в среднем 2,0 г/см3; объемная масса скелета 1,8 г/см3. Сред-
ние значения угла внутреннего трепия по тем же данным находилось в.
пределах от 19 до 21°, а сцепление — 0,5-105—0,6- 10я Па.
Водно -ледниковые отложения разделяются на флювио-.
гляциальные и озерпо-ледниковые. Первые представлены осадками вод-
ных потоков, сформировавшихся внутри тела ледника (озы) или перед
его фронтом (зандровые отложения). Высота озов обычно 15—20 м, в
отдельных случаях достигает 80—90 м. Озовые отложения представле-
ны в основном крупнозернистыми песками с большим количеством гру-
бообломочного материала, образующего линзы и прослои. Реже встре-
чаются прослои и линзы супесей и суглинков.
Накопление флювиогляциальных осадков происходило так же пе-
ред фронтом ледяного покрова, где потоки талых вод, выходя на днев-
ную поверхность и растекаясь по предледниковой равнине, теряли жи-
вую силу н сгружали твердый материал в виде широких, сливающихся
между собой конусов выноса. Таким образом формировались обширные
плоские или пологоволнистые песчаные поверхности, получившие на-
звание зандровых полей. Мощность зандровых отложений невелика - -
от 10—20 м у границы таяния ледникового покрова до 1—2 м у внешних
границ зандровых полей. Если перед фронтом оледенения располагались
депрессии, то они заполнялись флювиогляциальными отложениями, пре-
вращаясь в полесья — залесенные и заболоченные низменности. В стро-
ении полесий обычно принимают участие также озерные и аллювиаль-
ные осадки, находящиеся с флювиогляциальными отложениями в раз-
личных формах соотношения (подстилают, замещают или перекрывают),
что определяет сложное строение песчаных толщ. Мощность песков в
таких понижениях может достигать 30—50 м. Наиболее крупными по-
лесьями на Русской равнине являются Припятское, Мещерское и др.
Иногда потоки талых вод осваивали древние речные долины, по-
степенно заполняя их флювиогляциальными отложениями. В результа-
те образовались долинные зандры, сохранившиеся в долинах многих рек
Русской платформы в виде высоких аккумулятивных террас. Мощность
песков, слагающих террасы, может достигать 20—30 м. Зандровые от-
ложения формировались перед фронтом ледникового покрова нспрерыв-
81
sio и при наступании ледника перекрывались основной мореной, пре-
вращаясь в подморенные отложения. В этом случае они венчают собой
толщу отложений предшествующего межледниковья. При отступании
ледника зандровые отложения либо оставались на поверхности, либо
перекрывались межледниковыми отложениями и основной мореной бо-
лее молодого оледенения. В последнем случае они подстилают толщу
межморенных отложений более молодого межледниковья.
Флювиогляциальные отложения представлены почти исключительно
лесками, различающимися по степени сортировки, крупности, характеру
слоистости и другим признакам. Лучше всего отсортированы пески занд-
ровых полей. Крупность их обычно от края ледникового покрова, где
они представлены главным образом .крупно- и среднезернистымн разно-
стями, уменьшается к периферии, где преобладают мелко- и тонкозер-
нистые разности, местами переходящие в пылеватые пески и супеси.
Крупнообломочный материал содержится в песках зандровых полей
только вблизи края ледникового покрова в рассеянном состоянии или
л виде прослоев и линз небольшой мощности. Для зандровых песков ха-
рактерна тонкая косая слоистость, местами переходящая в неправильно
линзовидную или почти горизонтальную. Пески долинных зандров обыч-
но менее сортированы и имеют более грубый состав. Для них, а еще бо-
лее для озовых отложений, характерна косая слоистость.
По своим свойствам флювиогляциальные пески близки к пескам
других генетических типов, отличаясь от них несколько большей плот-
ностью. Объемная масса флювиогляциальных песков (при естественной
влажности) изменяется от 1,8 до 2,1 г/см3 (реже 1,6—2,3 г/см3); коэф-
фициент пористости 0,5—0,8. Естественная влажность флювиогляциаль-
ных песков 3—8% в зоне аэрации и 20—30% (в среднем 25%) в водо-
«асыщенном состоянии. Коэффициент фильтрации флювиогляциальных
песков, как правило, несколько выше, чем у песков других генетических
типов ледниковых отложений и изменяется от первых единиц до десят-
ков метров в сутки. Флювиогляциальным песчаным отложениям свой-
ственны сравнительно высокие углы внутреннего трення от 23 до 45°
(в среднем 27—35°); коэффициент внутреннего трения 0,86—1,0 (в сред-
нем 0,5—0,7). Сцепление у песков измеряется преимущественно сотыми
долями, но в единичных случаях достигает 0,1 -106—0,2-105 Па (в том
числе за счет слабой цементации). Для преобладающих разностей флю-
виогляциальных песков коэффициент сжимаемости измеряется тысячны-
ми и только в единичных случаях достигает 0,01-10-5—0,03-Ю-5 Па-1.
Общий модуль деформации флювиогляциальных песков составляет
.300-105—700-105 Па (в отдельных случаях достигает 1000-105--
1200-1О5 Па).
Суглинки н сунесн, встречающиеся в толще песков в виде отдельных
-прослоев и линз, отличаются непостоянством своего состава и свойств.
Модули деформации у них обычно много ниже, чем у песков, и изменя-
ются в широких пределах: от 70- 10s до 330-105 Па (обычно 120-106—
180-105 Па) у супесей, от 60’10s до 160-105 Па (обычно 80-105 —
120-105 Па) у суглинков.
Озерно-ледниковые отложения формировались в приледннковых и
внутри ледниковых озерах. Образование отложений приледннковых озер,
которые в большинстве случаев называют озерно-ледниковыми, проис-
ходило в депрессиях, располагавшихся перед фронтом ледникового по-
крова. В современном рельефе они слагают плоские низменные равни-
вы. Мощность озерно-ледниковых отложений обычно 5—15 м, но в от-
дельных крупных и глубоких депрессиях возрастает до 25 и даже до
50 м. Неравномерное таяние льда в зимнее и летнее время и различный
«2
по интенсивности снос твердого материала в озерный бассейн с после-
дующим его осаждением в маломинерализованной холодной воде при-
вели к формированию характерной ленточной слоистости — ленточные
глины (рис. 12). В большинстве случаев тонкие (2—3 мм) глинистые
(зимние) прослои чередуются с более грубыми (4—6 мм) песчано-алев-
ритовыми (летними). Но встречаются и иные соотношения — грубые
слои глин чередуются с очень
тонкими прослоями алеврита.
В прибрежной зоне озерного во-
доема ленточные глины часто за-
мещаются более грубыми песча-
ными осадками, иногда с грави-
ем и галькой. Окраска глин в
верхней части-пестрая, ниже бо-
лее однородная шоколадно-ко-
ричневая, а еще ниже голубова-
то-серая или серая. В самой
верхней части толщи глины под
влиянием почвенных процессов
теряют слоистость и приобрета-
ют темно-бурый цвет. Хотя озер-
но-ледниковые отложения и назы-
вают глинами, но это определе-
ние справедливо только для зим-
них прослоев более тяжелого со-
става. Состав ленточных глин
может изменяться от глин до су-
песей. Так, по данным В. Д. Лом-
тадзе (1965), для Приневской
низменности из тысячи опреде-
лений валового гранулометриче-
ского состава озерно-ледниковых
отложений глинами оказались
229 образцов, суглинками 760 и
супесями 11 образцов. Иные ре-
зультаты получены для Пярнус-
ского озерно-ледникового бас-
сейна. Здесь из 290 определений
собственно глинами оказались
266 образцов; суглинками 21 и
супесями 3 образца. Среднее со-
держание глинистых частиц в
толще ленточных глин Ленин-
града составляет 36%, пылева-
тых частиц -— 59 и песчаных —
Рис. 12. Позднеледниковые ленточные
глины (по керну скважины в районе
г. Пярну)
5%. В широких пределах изменяется и число пластичности — от 3 до
19 (чаще 9—11). Глинистая фракция ленточных глин представлена
преимущественно гидрослюдами с небольшой примесью каолинита и
монтмориллонита.
Ленточные глины встречаются в ледниковых отложениях разного,
возраста, но наиболее широко распространены в отложениях заверша-
ющей стадии последнего оледенения. Они занимают обширные площади
в Прибалтике, Белоруссии и Ленинградской обл., где являются основа-
нием многих инженерных сооружений. Поскольку они сравнительно не-
давно вышли на поверхность и почти не изменены литогенезом, инже-
8»
нерно-геологические свойства этих глин во многом неблагоприятны.
•С ленточным строением пород связана резко выраженная анизотропия
-свойств. Объемная масса ленточных глин изменяется от 1,3 до 2,0 г/см3
(чаще 1,8—1,9 г/см3); объемная масса скелета — от 1,0 до 1,6 г/см3
(чаще 1,4—1,5 г/см3). Коэффициент пористости изменяется от 0,47 до
1,20, в единичных случаях достигает 2 и более (чаще 0,6—0,9). Естест-
венная влажность глин 30 45% (иногда достигает 60—70%), супе-
сей — 22—28, песков — колеблется от 3—10% в зоне аэрации до 22—
•32% ниже уровня 1рунтовых вод. В большинстве случаев отложения
приледниковых озер находятся в состоянии, близком к полному водо-
насыщению. Естественная влажность ленточных глин почти всегда пре-
вышает нижний, а во многих случаях и верхний пределы пластичности.
В последнем случае глины находятся в скрытотекучем состоянии, при
нарушении их естественной структуры приходят в текучее состояние.
При динамическом воздействии им свойственны ярко выраженные тик-
сотропные явления. Озерно-ледниковые мелко- и тонкозернистые пески
и супеси часто представляют собой типичные плывуны.
Ленточные глины обладают невысоким сопротивлением сдвигу.
Угол внутреннего трения не превышает 12—20°, часто снижаясь до не-
скольких градусов; сцепление 0,02-10®—0,3-105 Па (чаще 0,05-105—
0,1-105 Па). Деформационные свойства ленточных глин также
изменяются в широких пределах. Так, в Ленинграде ленточные гли-
ны делят на три класса: 1) глины, образующие устойчивые основания
с коэффициентом пористости меньше 0,75, модулем общей деформации
больше 70-105 Па и относительным сжатием 0,5—1,5%; 2) глины, обра-
зующие основания средней устойчивости с коэффициентом пористости
0,75—0,90, модулем деформации 30-105—60-10® Па и относительным
сжатием 1,5—2,5%; 3) глины, образующие слабые основания, характе-
ризующиеся соответственно значениями 0,9—1,2; 15-105—30-105 Па и
2,5—6%. Озерно-ледннковые супеси и пески менее сжимаемы. Коэффи-
циент сжимаемости этих пород измеряется сотыми и тысячными доля-
ми. Модуль общей деформации 100-105—500-105 Па, достигая наиболь-
ших величин у средне- и крупнозернистых песков, встречающихся, как
уже указывалось выше, только в прибрежных частях приледниковых
бассейнов. Испытания с помощью штампов показали, что разрушение
структуры глин происходит прн нагрузках 1,5-105—2,5-10® Па. Ленточ-
ные глины водонеустойчивы и легко размокают, в откосах котлованов
оплывают, весьма склонны к морозному пучению.
Погребенные разности ленточных глин лучше уплотнены н обычно
находятся в пластичной консистенции. Обработка большого количест-
ва образцов надморенных и подморенных ленточных глин Северо-За-
пада РСФСР (Кагнер, 1959) показала, что объемная масса надморен-
ных глин 1,19—1,40 г/см3, а подморенных 1,50—1,64, т. е. примерно на
20% выше. Коэффициент пористости соответственно для надморенных
глин 1,19—1,40, для подморенных 0,75—0,82.
Отложения внутриледниковых водоемов (камы) образуются в про-
талинах ледникового покрова, преимущественно в его краевой зоне.
После стаивания ледника они образуют холмистые участки или плато-
образные возвышенности неправильных очертаний, а также отдельные
куполовидные холмы. В связи с разнообразием режима внутриледнико-
вых водоемов и впадающих в них потоков камовые отложения пестры
по составу: это пески (часто с гравием и галькой), супеси, суглинки и
реже глины с отчетливой горизонтальной слоистостью. С поверхности
•они местами перекрыты маломощным (от долей метра до 3 м) слоем
морены, отложенной, по-видимому, льдинами, отрывавшимися от ос-
«4
«овного массива льда. Общая мощность камовых отложений 10—30 м,
изредка достигает 50—60 м.
В связи с большим разнообразием состава существенно различают-
ся и свойства литологических разностей камовых отложений. Песчаные
разности приближаются по своим свойствам к флювиогляциальным
осадкам, глинистые — к озерно-ледниковым. Однако в связи с более
благоприятными условиями дренажа, плотность их обычно выше, чем
озерно-ледниковых отложений, а также более благоприятны и прису-
щие им деформационно-прочностные свойства.
Межморенные отложения. В толще отложений, связанных
с деятельностью ледника, содержатся также отложения иного проис-
хождения, сформировавшиеся в период межледниковий, когда льды ос-
вобождали территорию северной Европы, и здесь устанавливался кли-
мат более теплый, чем современный. Межморснныс отложения пред-
оставлены образованиями различного генезиса: аллювиальными, озер-
ными, болотными, а в северных и северо-западных частях региона —
-морскими. С поверхности они перекрываются флювиогляциальными от-
ложениями более молодого оледенения, а подстилаются флювиогляци-
альными отложениями более древнего оледенения. Полный разрез меж-
морепных отложений сохранился только на ограниченных участках
(главным образом в глубоких депрессиях рельефа), поскольку насту-
павшие ледники разрушили и уничтожили на большей части площади
же только перекрывающие флювиогляциальные, но частично и сами
межледниковые отложения. По этой причине межледниковые отложе-
лия нередко перекрываются непосредственно основной мореной более
молодого оледенения, а их мощность сильно сокращена, вплоть до пол-
ного их выпадения из разреза.
Межморенные отложения трудно поддаются расчленению, в связи
-с чем при инженерно-геологических исследованиях они обычно изуча-
ются и характеризуются только в целом. Представлены они в основном
песками (местами с грубообломочным материалом, который иногда об-
разует отдельные линзы и прослои), супесями, суглинками и глинами,
а также прослоями торфа и сапропеля. Общая мощность толщ изме-
няется от нескольких метров до 100 м и более. Свойства пород, слага-
ющих межморенные толщи, в связи с включением в их состав отложе-
,ний различного генезиса изменяются в очень широких пределах.
Лессовые породы включают два типа образований; лессы я лессо-
видные породы.
Лессы — это пылеватые породы от палево-желтого до буровато-
желтого цвета, вскипающие от 10%-ного раствора соляной кислоты,
пысокопористые и макропористые, неслоистыс, характеризующиеся связ-
ностью в сухом состоянии. В обнажениях при выветривании лессы обра-
зуют характерную столбчатую отдельность. При замачивании дают про-
садку, а в откосах легко размокают и оплывают. Породы, которые час-
тично утратили характерные для лессов признаки или не приобрели
их (обладают, например, слоистостью, содержат прослои песков и га-
лечников и др.), называются лессовидными. Чаще всего они описыва-
ются совместно как единая толща лессовых пород.
Строение и свойства лессовых пород подчиняются определенным
пространственным закономерностям, связанным с геологической истори-
ей отдельных районов Русской платформы и современной ландтпафтпо-
климатической зональностью. В связи с этими закономерностями на Рус-
ской равнине выделено три основные провинции (рис. 13).
I. Северная провинция охватывает центральную часть Русской
платформы в пределах развития днепровского и частично московского
85
Рис. 13. Распространение покровных и лессовых отложспнй (по данным В. С. Быковой,
1967)
Лессовые породы: 1 — лессы и лессовидные породы мощностью от 10 до 40 м и более,
проявляющие просадки преимущественно от собственного веса (И, реже I тип просадоч-
иости по СНиПу); 2 — лессовидные породы и лессы мощностью от 5 до 15—30 м,
проявляющие значительные просадочные деформации при дополнительных нагрузках
(I, ипогда II тип); 3 — лессовидные породы средней (чаще 5—10 м) и изменчивой
мощности, проявляющие незначительные просадочные деформации при дополнительных
погрузках (I тип) и местами переходящие в пспросадочные. Покровные отложения
непросадочпыс 4 — суглинки и су поен мощностью от 1 до 7 м, нередко имеющие лес-
совидный облик и на юге слабопросадочпые; 5 — суглинки и супеси мощностью пре-
имущественно 2—5 м, местами имеющие лессовидный облик и на юге слабопросадоч-
ны. Провинции лессовых пород: 6 — границы провинций, 7 — номера провинций
оледенении н продолжается па восток за пределы области континенталь-
ных оледенений в Поволжье и Заволжье. В пределах этой провинции
лессовидные суглинки, супеси и глины имеют прерывистое и островное
распространение и небольшую мощность. На водоразделах она не
превышает 5 м, на склонах речных долин и балок местами увеличивает-
ся до 10—15 м. В южной части провинции в разрезах можно проследить
два горизонта лессовидных пород, па отдельных участках разделенных
горизонтом погребенной почвы. В основании разреза местами встреча-
ются щебень и дресва подстилающих пород. Состав, структура, тексту-
ра и условия залегания лессовых пород в пределах северной провинции
свидетельствуют об их преимущественно элюво-дслювиальном, местами
{южная часть зоны) эолово-делювиальном, а на надпойменных терра-
сах рек аллювиальном генезисе.
II. Южная провинция охватывает всю территорию за пределами
оледенений (за исключением Прикаспийской низменности) и частично
территорию Днепровского, Донского и Санско-Бугского ледниковых язы-
ков. Для нее характерно развитие мощной толщи лессовых пород, за-
легающих сплошным покровом на всех основных формах рельефа. Мощ-
ность лессовой толщи изменяется от 10 до 30 м, а местами достигает
70 м. Только в районах неглубокого залегания или выходов на поверх-
ность дочетвертичных отложений (Донбасс, Волыно-Подольская, При-
азовская возвышенности, Бугско-Днестровское междуречье и др.), в до-
линах рек на пойменных н низких надпойменных террасах, на участках
.развития подовых и лиманно-морских отложений лессовый покров имеет
-прерывистое распространение и небольшую мощность.
По происхождению мощные толщи однородных лессовых пород, по-
крывающие водоразделы, принято относить к эолово-делювиальным, ма-
ломощные, слоистые на низких надпойменных террасах рек — к аллю-
виальным, а лессовидные супеси, суглинки и глины с включением дрес-
вы и щебня коренных пород на возвышенностях, сложенных дочетвер-
тичными отложениями — к элювиально-делювиальным. Наименьшую
-мощность (до 10—14 м) лессовая толща имеет в границах максималь-
ного оледенения. Здесь она обычно делится на два-три горизонта позд-
ние- и среднечетвертичиого возраста, разделенных погребенными почва-
ми. В пределах Днепровского ледникового языка установлено наличие
шодмореипой толщи лессовидных супесей и суглинков, которую можно
подразделить на ряд горизонтов. Большинство исследователей относит
•их к озерным и элювиально-делювиальным образованиям. За предела-
ми развития ледниковых отложений мощность лессовых пород значи-
тельно увеличивается, как правило, до десятков метров. Здесь распро-
странены лессовые породы всех отделов четвертичной системы — от
нижне- до верхнепленстоценовых, а на склонах долин и балок встреча-
ются и голоценовые лессовидные образования. Наиболее полные разре-
зы лессовых пород отмечаются на водоразделах и высоких террасах.
Основная особенность строения лессовых толщ в этой провинции за-
ключается в ритмичном строении, которое проявляется в многократном
(двух-, трех-, реже четырехкратном) повторении лессовых ритмов.
Каждый ритм состоит из погребенной почвы, горизонта лесса и гори-
зонта лессовидного суглинка. Лесс светлой палевой окраски, зернистой
структуры имеет легкий состав и самую низкую для всего разреза объ-
емную массу. Лессовидный суглинок отличается более темным цветом,
относительно более тяжелым составом и более высокой объемной мас-
сой. Погребенные почвы занимают по всем этим характеристикам про-
межуточное положение. В пределах водораздельных участков и надпой-
менных террас, покрытых лессовыми породами, местами встречаются
87
поды — замкнутые понижения площадью от нескольких десятков мет-
ров до 30 км2, а иногда и более. Поды унаследовали понижения рельефа
разного возраста и генезиса и сложены оглеенными пылеватыми зелено-
вато-серыми суглинками и глинами, по составу сходными с лессовидны-
ми породами.
Ш. Для юго-восточной провинции, охватывающей север Прикаспий-
ской низменности, характерно островное развитие лессовидных пород,,
лежащих здесь на отложениях хвалынской трансгрессии. Мощность их
колеблется от 1 до 20 м. Происхождение лессовидных суглинков водо-
раздельных пространств в этом районе до настоящего времени остается
проблематичным. По склонам долин рек и балок нередко отмечаются
Маломощные (до 3—5 м) лессовидные суглинки и супеси делювиально-
го, а на надпойменных террасах рек — лессовидные отложения аллю-
виального генезиса. В долине р. Урала их мощность на отдельных уча-
стках достигает 8—10 м.
Более детальная характеристика всех типов и возрастных горизон-
тов лессовых пород приведена в описании регионов второго порядка.
Поэтому здесь приводится только их общая характеристика. Для
всех лессовых пород характерно высокое содержание пылева-
тых и небольшое содержание песчаных и глинистых фракций. При этом
намечается общая закономерность: наиболее легкие разности преобла-
дают на севере, вблизи долин рек и на надпойменных террасах, наибо-
лее тяжелые — на юге, в пределах водораздельных пространств. В рай-
онах развития мощных толщ лессовых пород наблюдается общая тен-
денция увеличения содержания глинистой фракции с глубиной. В ре-
зультате в основании разреза залегают наиболее тяжелые разности по-
род, представленные лессовидными глинами и тяжелыми суглинками.
На эту общую тенденцию накладываются закономерности второго по-
рядка, связанные с отмеченным ранее ритмичным строением лессовых
толщ. Это проявляется, в частности, в изменении значений показателей
пластичности. При общей тенденции увеличения числа и пределов пла-
стичности с глубиной, отмечается тесная связь этих показателей с со-
ставом отложений: повышенные значения показателей пластичности от-
вечают горизонтам лессовидных суглинков, пониженные — лессам, про-
межуточные — погребенным почвам.
Содержание водно-растворимых солей в лессовых породах на рав-
нинах европейской части СССР увеличивается с севера на юг. Макси-
мальное содержание легко водно-растворимых солей установлено в лес-
совых породах Прикаспийской низменности и в отдельных районах При-
сивашья.
Структура лессовых пород определяется в основном характером и
степенью агрегированности частиц. В соответствии с этим выделяются
лессовые породы с зерписто-плепчатой, зернисто-агрегативной и агрега-
тивной структурой (Ларионов, 1971). Первая характерна для лсссов, по-
следняя — для лессовидных суглинков и глин. Зернисто-агрегативная
же структура встречается как у лессов, так и у легких разностей лес-
совидных пород. Установлено, что лессовые породы, имеющие зернисто-
пленчатую и зернисто-агрегативную структуру, являются просадочными,
агрегативная же структура характерна для непросадочных пород. Наи-
более характерные значения физико-механических показателей свойств
лессовых пород по отдельным провинциям приведены в табл. 6. При-
ведем некоторые дополнительные сведения об изменении свойств лессо-
вых пород в пространстве.
Плотность лессовых пород отличается устойчивыми значениями и
существенно не изменяется ни по простиранию, ни по глубине. Некото-
88
Фязнко-механические свойства лессовых пород
Таблица 6
-Провощая	Показатели пластичности, о/ /0		Объемная масса, г/см*			Естест- венная влажность, %	Коэффициент относительной иросядочности при погрузке 3 10* Па
	нижний предел	ЧИСЛО плас* тич- ностп	влажной породы	скелета	коэффициент пористости		
1. Северная	18—27	5-15	1,75—1,98	1,50—1,72	39—48	14-27	*0,00*—0,03
					0,64—0,92		
П. Южная	16—25	5—23	1,48—1,98	1,35—1,66	37—50	7—21	0,00—0,10
					0,61—1,00		
ЭИ. Юго-вос- точная	11—22	5—21	1,70—1,92	1,62	42 0,70	6-20	0,00-0,06
4>ос повышение значений до 2,70—2,72 намечается у наиболее тяжелых
разностей лессовых пород (лессовые глины в основании разреза лессо-
вых пород юга Украины). Объемная масса породы при естественной
влажности изменяется в широких пределах. Наиболее низкие значения
объемной массы наблюдаются у эолово-делювнальных, пролювиально-
делювиальных и делювиальных придолинных лессовых пород, наиболее
высокие — у пылеватых тяжелых суглинков и глин. Для погребенных
•почв характерны средние значения этого показателя. Изменения порис-
тости подчиняются тем же закономерностям, что и объемная масса по-
роды. У лессовых пород южной провинции она выше, чем у лессовых
пород северной провинции; в верхних горизонтах разреза выше, чем в
нижних, у лессов выше, чем у лессовидных суглинков. Макропоры наи-
более многочисленны и велики в верхних горизонтах разреза (особенно
у типичных лессов), в нижних горизонтах они немногочисленны и неве-
лики по размеру. Активная пористость, характеризующаяся объемом
лор размером более 0,02 мм, которая, по мнению А. К. Ларионова и
Б. Ф. Галая (1966), наиболее существенно влияет на просадочность,
колеблется в разных районах Русской равнины от 13 до 26% и подчи-
няется тем же закономерностям, что и общая пористость.
Влажность и степень влажности лессовых пород меняется по раз-
резу и по площади. В верхней части разреза влажность непостоянна и
меняется по сезонам года. Наиболее высокие значения она имеет вес-
ной и в начале лета (май, июнь), наиболее низкие — в осенне-зимнее
время (сентябрь—декабрь). Этот вопрос был изучен Ю. Б. Текучевым
(1972) для правобережья Дона. Выполненные им исследования показа-
ли, что наиболее значительные изменения влажности наблюдаются в
верхней части разреза до глубины 6 м, но небольшие изменения просле-
живаются и глубже (до 10 м). Так, в приповерхностной толще (до глу-
бины 1—2 м) влажность лессовых пород изменялась от 13,3 до 18%,
т. е. почти на 5%, на глубине же 10 м — от 17,5 до 18,5%, т. с. только
на 1%. По наблюдениям других исследователей сезонные изменения
влажности наиболее отчетливо выражены в слое 0,5—3,5 м и прослежи-
ваются до глубины 5—6 м. В районах с мощным лессовым покровом (юг
Украины, Предкавказье) под слоем с сезонными изменениями влажно-
сти выделяется так называемый «мертвый» горизонт с практически по-
стоянным значением влажности несколько более низким, чем влажность
разрыва капилляров. В Восточном Предкавказье она в большинстве
89
случаев не превышает 12—13% (Балаев, Царев, 19G4), в районахюжнойг
Украины несколько выше — 15—18%. В районах, где лессы подстила-
ются глинами, ниже «мертвого» горизонта влажность вновь начинает
возрастать и достигает значений, отвечающих полному водоиасыщенню
лессовых пород. В основании толщ лессовых пород часто формируется
верховодка с капиллярной каймой высотой до 3—6 м (Текучев, 1972).
Влажность лессовых пород зависит также от их состава: у тяжелых раз-
ностей она выше, чем у легких.
По степени просадочности заметно различаются лессовые породы,
северной, южной и юго-восточной провинций (табл. 7). В северной про-
Таблица 7
Провинция в регион 11 порядка	Коэффициенты относительной просадочности	Мощность просадочной толщи, м	Суммарная величина просадка толща, см при aaipyaKe 3-10» Ila	Тип грунтовых условий, по просадочности
Северная провинция	0—0,02	2—5, иногда до 6—8	0—15, редко до 20—30	1 тип, непросадочные
Южная провинция Юго-западный склон Ук- раинского кристалли- ческого массива и Днеп- ровско-Донецкая впади- на	0—0,04	2-6	10—15, иног- да до 30—40	I тип, непросадочные
Украинский кристалличес- кий массив	0-0,05	0,5-30	15—30, иног- да 100 и больше	I тип, по склонам » к долинам рек — II тип, встречайте» непросадочные
Причерноморье, Приазовье	0-0,09 иногда до 0,17	1—14, редко до 18—20	15—30, иног- да 100 и больше	I тип, по склонам » к долинам рек — II тип, встречайте» непросадочные
Западное Предкавказье	0—0,04	3—8, редко до 10—11	0—30, иног- да больше	I тип, непросадочные
Центральное и Восточное Предкавказье, Ергени, междуречье Сал-Маныч	0,04—0,06 иногда до 0,18	5—25, иног- да до 30	0—100, иног- да больше	II и 1 типы
Донбасс	0-0,02	0—5, >пюгда до 6—7	0—15	I тип, ненросадочные-
Юго-восточная провинция Сыртовое Заволжье и Об- щий Сырт	0-0,07	0,5—6, ред- ко до 12	0-30	I тип, непросадочные
Прикаспийская низмен- ность	0-0,13	0—6, редко до 10—12	0—30	I тип
винции распространены главным образом слабопросадочные лессовые
породы, у которых просадка наблюдается только при дополнительных
нагрузках (I тип просадочности) и пепросадочиые. Отчетливо выраже-
на общая тенденция уменьшения просадочности с глубиной, но при двух-
трехслойном строении второй горизонт иногда бывает более просадоч-
ным, чем первый. Мощность просадочной толщн изменяется от 2 до
5 м, реже до 8 м, наибольшая характерна для делювиальных лессовых
пород на склонах и исрасчлененных лессовых толщ на юге
90
террйтории. Непросадочные разности встречаются в пределах всей
провинции, но наиболее характерны для Приволжской возвышенности
н Заволжья.
Южная провинция характеризуется значительно более широким рас-
пространением просадочных лессовых пород, среди которых встреча-
ются и такие разности, у которых просадка наблюдается при бытовом
давлении (II тин нросадочности). Просадочность лессовых пород в
•пределах южной провинции изменяется в широких пределах: от несколь-
ких сантиметров до 1 м, а изредка и более. В пределах развития ледни-
ковых отложений наиболее высокие значения просадочности установле-
ны у эолово-делювиальных лессовых пород, плащеобразно покрываю-
щих плато и поверхность надпойменных террас Днепра. Мощность
просадочной тлощи колеблется здесь от 2 до 6 м, а возможная суммар-
ная просадка при нагрузке 3-105 Па составляет, как правило, 10—15см,
лишь в отдельных местах достигая 30—40 см (города Канев, Лубны,
'Яготин).
На территории Украинского кристаллического массива, Причерно-
морья, Приазовья и Крыма встречаются лессовые породы от непроса-
дочных до сильнопросадочных с коэффициентом относительной проса-
дочиости при нагрузке 3-105 Па от 0 до 0,17. Более высокой просадоч-
«остью характеризуются эолово-делювиальные лессовые породы, зале-
гающие в верхней части толщи. Обычно это пылеватые супеси, легкие
•и средние суглинки, подстилающиеся непросадочными лессовидными по-
родами нижних горизонтов средне- и раннечетвертичного возраста и
скифскими красно-бурыми глинами. Наблюдается уменьшение проса-
дочности с глубиной. В районах переслаивания горизонтов лессовидных
пород и лессов при сохранении этой общей тенденции прослеживается
ритмичное чередование более просадочных лессов с менее просадочны-
ми лессовидными породами. Мощность просадочной толши колеблется
здесь в широких пределах: от 0,5 до 14 м, иногда достигая 18—30 м
(район Никополя, Запорожья, Баглей). Суммарная просадка при на-
грузке 3- 10s Па изменяется от 15 до 30 см, а в придолинных участках
водоразделов н на древних террасах может достигать 1 м и более. Де-
формации просадочного характера в естественных условиях отмечены в
Херсоне, Одессе, Никополе, Запорожье и в ряде пунктов на подтапли-
ваемых берегах Каховского водохранилища. Эти деформации вызывают
вертикальные смещения поверхности земли до 0,3—1 м, иногда более.
Непросадочные породы встречаются на участках местных пониже-
ний, в ложбинах стока, балках, просадочных блюдцах, подах. На боль-
шей части территории непросадочными являются также аллювиальные
лессовидные породы, залегающие на поверхности низких надпойменных
террас, и элювиально-делювиальные — на участках неглубокого залега-
ния дочетвертичных отложений. Кроме того, непрбсадочные породы ха-
рактерны для нижних частей разреза лессовидных толщ и участков не-
глубокого залегания грунтовых вод.
В Центральном и Восточном Предкавказье широко распространены
просадочные разности лессовых пород эолового, делювнально-эолового
« делювиально-пролювиального генезиса. Просадки здесь нередко на-
блюдаются и при природном давлении. Мощность просадочной толщи
на преобладающей площади составляет 3—8 м, но в отдельных районах
значительно увеличивается. Так, в восточной части Калаус-Манычского
междуречья она достигает 8—12, а местами 15 м, на юге Восточного
Предкавказья — 25 и даже 30 м, в Ергенях и междуречье Сал-Маныч
«а водоразделах — 13—20 м и более. Часто наблюдаются просадочные
деформации на действующих каналах. Значительные просадки с верти-
91
кальными смещениями до 1—2,5 м отмечены на Правобережном кана-
ле, несколько меньших размеров — на каналах Терской и других оро-
сительных систем Предкавказья (гл. 19). В Донбассе, в пределах Волы-
но-Подольской возвышенности, преобладают слабопросадочные и непро-
садочные лессовидные породы.
Юго-восточная провинция характеризуется преобладающим разви-
тием слабопросадочпых лессовых пород. Мощность просадочной толщи*
здесь не превышает 6, редко 12 м. С глубиной просадочные свойства;
снижаются. Для этой провинции характерно развитие лессовых пород
с высоким содержанием водно-растворимых солей. При длительной*
фильтрации воды на массивах орошения или участках строительства со-
оружений с мокрым технологическим процессом здесь могут наблюдать-
ся суффозионно-просадочные явления. При подъеме уровня грунтовых
вод активно проявляются процессы вторичного засоления, с последую-
щим образованием солончаков и солонцов.
Характеристика прочностных и деформационных свойств лессовых
пород приведена при описании регионов второго порядка. Здесь следу-
ет отметить лишь общую закономерность — резкое снижение прочност-
ных свойств и увеличение сжимаемости пород при водонасыщении. По-
данным В. Ф. Краева (1971), средние значения модуля общей деформа-
ции для верхнего горизонта верхнеплейстоценовых лессовых пород от-
дельных регионов южной провинции в замоченном состоянии могут сни-
жаться до 10 раз.
Покровные отложения широко распространены в центральной и се-
верной частях Русской равнины (за исключением золы последнего позд-
неплейстоценового оледенения) и облекают почти сплошным маломощ-
ным покровом водоразделы и поверхности высоких террас (см. рис. 13)^
Мнения о происхождении покровных отложений противоречивы, но
большинство исследователей сходятся на том, что первичный материал,,
из которого они образовались, мог иметь различный генезис: леднико-
вый, элювиальный, делювиальный, озерный, аллювиальный и др. Вто-
ричное же его преобразование с превращением в породу современного
облика связано с выветриванием в условиях холодного климата при
активном участии процессов криогенеза. Покровные отложения в боль-
шинстве случаев представлены весьма однородными безвалунными су-
глинками, реже супесями или глинами различных оттенков желтого цве-
та, состоящими преимущественно из частиц пыли. Залегают покровные
отложения па четвертичных образованиях разного возраста, генезиса,
состава, а иногда и на более древних дочетвертичных породах. Контакт
с подстилающими породами в большинстве случаев четкий, но иногда-
наблюдается постепенный переход покровных суглинков в подстилаю-
щую морену или глинистые породы иного генезиса. Мощность покров-
ных суглинков невелика (2—5 м), иногда достигает 6—8 м. Наибольшие
мощности наблюдаются па водоразделах; на склонах мощность суглин-
ков обычно не превышает 1—2 м. Содержание пыли в покровных отло-
жениях не менее 55%, чаще 70—80%, а в отдельных случаях достигает
85% и более (Мазуров, 1962; Бобов, 1964). Содержание глинистых ча-
стиц колеблется от 7 до 30%, песчаных — от 3 до 25%. Частиц крупнее
2 мм содержится пе более 1%. В минеральном составе глинистой фрак*
ции преобладают гидрослюды, в составе пылеватой и песчаной фрак-
ций — кварц и в меньшем количестве — полевые шпаты. Показатели
пластичности также изменяются в довольно широких пределах: верхний1
предел пластичностй от 15 до 52%, нижний—от 13 до 30% числа плас-
тичности от 2 до 30. Средние значения числа пластичности для раз-
личных районов составляют 12—18, что характеризует породу как су-
92
глинки. Реже встречаются глины и супеси. Так, среди покровных отло-
жений Московской, Смоленской и Калужской областей суглинки соста-
вили около 76%, глины 15 и супеси около 9%.
Физико-механические свойства покровных отложений довольно ус-
тойчивы. Объемная масса при естественной влажности обычно изме-
няется в пределах от 1,80 до 2,00 г/см3, объемная масса скелета — от
1,53 до 1,73 r/см3. Наиболее характерное значение объемной массы ске-
лета для покровных суглинков центральной части Русской равнины со-
ставляет 1,63 г/см3. Естественная влажность покровных суглинков зави-
сит от времени года, климата, рельефа и других факторов и изменяет-
ся в широких пределах — от 9 до 40%, преобладают значения 20—28%.
Степень влажности изменяется от 0,65 до 1,0 (в среднем 0,9). Сопротив-
ление сдвигу непросадочных покровных отложений характеризуется сле-
дующими цифрами: угол внутреннего трения 11—27° (чаще около 20°),
сцепление 0,05-10®—0,86-10s Па (чаще 0,1-105 0,2-105 Па). Средние-
значения сцепления у покровных отложений Московской, Смоленской
и Калужской областях колеблются от 0,27-105 до 0,46- 10s Па (в среднем
0,35’10® Па). Коэффициент сжимаемости покровных отложений изме-
ряется в пределах от 10-8 до 10-7 Па-1, характеризуя их как среднссжи-
маемую породу. Модули общей деформации отложений при нагрузках
ЫО5 —3- 1СР Па колеблются от 20*105 до 150-105 Па при среднем значе-
нии 60’105 Па.
В связи с повышенной пылсватостью покровные отложения харак-
теризуются легкой размокаемостью и тиксотропностью. При значитель-
ном увлажнении наблюдается морозное пучение, высота пучения может
достигать 10—15 см.
Свойства покровных отложений заметно меняются в направлении с
северо-запада на юго-восток: увеличивается пористость, снижается
влажность, постепенно начинает проявляться просадочность.
Морские отложения голоцена и 'плейстоцена наиболее широко рас-
пространены в прибрежной зоне Балтийского, Каспийского морей и мо-
рей полярного бассейна (см. рис. 6). Морские осадки Черного моря в-
связи с погружением побережья на большей части территории залега-
ют ниже уровня моря, выходя на дневную поверхность только в преде-
лах Таманского и Керченского полуостровов. Современные и древние
морские отложения накапливались в разных палеогеографических об-
становках, что обусловило существенные различия их инженерно-геоло-
гических особенностей. Это обстоятельство не позволяет дать обобщен-
ную характеристику вещественного состава и их физико-механических
свойств. Это можно сделать только по отдельным морским бассейнам,
которые подробно рассмотрены в гл. 8, 11, 20, 22. Поэтому здесь мы
кратко остановимся только на некоторых особенностях морских осад-
ков различных морских бассейнов.
В составе морских верхнеплейстоцеиовых глинистых пород северных
морей преобладают голубоватые и зеленовато-серые разности с массив-
ной текстурой. Осадки отличаются большим разбросом экстремальных
значений физико-механических свойств, что свидетельствует об их не-
однородности. Верхи толщи (2—3 м) обладают сравнительно благопри-
ятными инженерно-геологическими свойствами за счет достаточно проч-
ных структурных связей. Подстилающая их пачка глинистых пород с
малопрочными диагенетическими связями легко теряет прочность и раз-
жижается под воздействием механических и особенно динамических на-
грузок. Глинистые породы низов разреза в результате возрастания роли-’
коагуляционных связей отличаются большей плотностью и меньшей сжи-
маемостью.
93
Для голоценовых морских глинистых пород Карелин типично при-
сутствие плывунно-текучих разностей, характеризующихся повышенной
относительной влажностью, высоким значением pH (более 8), высоким
содержанием поглощенного иона магния (50—60%), низкой минерали-
зацией порового раствора, низким содержанием высокодисперсного гли-
нистого вещества (до 1%) и тиксотропным структурообразованием. Эти
осадки являются слабым и сильносжимаемым естественным основанием
сооружений.
На прочностные свойства морских осадков Балтийского моря (от
образований Балтийского озера до отложений лнторипового моря) су-
щественное влияние оказывает включение органики. Ес присутствие по-
вышает коэффициент пористости песков и супесей от 0,5—0,8 до 1,8. Да-
же небольшая примесь органических веществ в тонкозернистых песках
придает им плывунные свойства. Для всех рассмотренных глинистых
осадков характерен гидрослюднстый состав и высокая емкость погло-
щения. Содержание иона натрия в составе поглощенного комплекса не-
велико (наименьшее в отложениях Балтийского моря).
Верхнеплиоцен-голоцеповые морские осадки Каспийского моря от-
личаются широтой развития в пределах Прикаспийской впадины, фор-
мируя высокие (хвалынские) террасы на удалении многих сотен кило-
метров от современных берегов моря или выполняя обширные древние
депрессии. Так, мощности апшеронских морских отложений достигают
местами 800 —1 000 м, а в их составе появляются органогенные породы,
представленные известняками-ракушечниками. Как древние отложения,
так и осадки хвалынской и новокаспийской трансгрессий отличаются
высоким содержанием водно-растворимых солей (более 2%), средн ко-
торых преобладают сульфаты и хлориды. Примечательно, что, как н для
морской глинистой толщи северных морей, в шоколадных хвалыпекнх
глинах выделяются три зоны, отличающиеся прочностными и деформа-
ционными характеристиками.
Позднекайнозойские морские отложения Причерноморья по веще-
ственному составу близки к морским осадкам Каспийского бассейна,
>но отличаются от них небольшими мощностями и ограниченным рас-
пространением. Наиболее древние из них известны только на Керчен-
ском, Таманском полуостровах и северном побережье Азовского моря.
Голоценовые отложения слагают узкие пляжн, косы и пересыпи. В При-
лива шье и на восточном побережье Азовского моря развиты специфиче-
ские лимано-морские отложения позднеплейстоценового и голоценового
^возраста, представленные чаще всего илами, обогащенными органичес-
кими соединениями, что определяет их невысокую несущую способность.
-В инженерно-геологическом отношении отложения черноморских транс-
грессий изучены слабо.
Аллювиальные отложения широко распространены на всей террито-
рии Русской равнины. На аллювии выстроены многие населенные пунк-
ты, промышленные комплексы, гидротехнические и иные сооружения.
Многие крупные речные долины заложены на Русской платформе
в конце палеозоя и в мезозое (Обедиентова, 1973). Однако подавляю-
щая часть аллювиальных отложений, сохранившихся в долинах к на-
стоящему времени, сформировалась в течение позднего кайнозоя. Осо-
бенно большую роль в формировании аллювиальных отложений Русской
платформы сыграло многократное оледенение этой территории. При
этом строение аллювия во многом определяется положением речных до-
лин относительно границ отдельных оледенений. Так, в речных долинах,
расположенных в пределах верхнеплейстоценового (калининского) оле-
денения, выражена, как правило, пойменная, и только у некоторых круп-
94
ных рек также одна надпойменная терраса. В зоне московского оледе-
нения к ним добавляется еще одна верхнеплейстоценовая терраса, в зо-
не днепровского оледенения появляется московская, а во внеледниковой
зоне — днепровская террасы. Плейстоценовые оледенения оказали су-
щественное влияние на фациальную структуру и вещественный состав-
аллювия. Ледниковые покровы, двигаясь к югу и юго-востоку, вызыва-
ли подпруживание рек, текущих им навстречу, что приводило к образо-
ванию в долинах озер. В связи с этим в строении речных террас, фор-
мировавшихся в эпохи оледенений (в особенности, верхнеплейстоцено-
вых) в долинах рек бассейнов Балтийского, Белого и Баренцева морей,,
большое участие принимают озерно-аллювиальные отложения. В по-
дошве обычно залегают осадки базальной и иристрежневой фаций ал-
лювия, среди которых преобладают разнозернистые пески с галечником
в основании. Перекрывающая их основная часть отложений, имеющая
более широкое площадное распространение, представлена чередованием
аллювиальных песков с озерными суглинками, супесями и глинами,,
часто ленточной текстуры.
В тех случаях, когда ледники продвигались южнее главного евро-
пейского водораздела, создавались условия для свободного стока талых
вод к югу. Реки с ледниковым питанием отличались длительным поло-
водьем в течение всего летнего сезона и были перегружены обломоч-
ным материалом, что вызывало избыточную аккумуляцию аллювия иг
дробление реки на рукава. В мелководных протоках отлагались преиму-
щественно пески, местами переходящие в супеси. Для песков характерен
разнозернистый состав, плохая отсортироваиность, значительная при-
месь пылеватых и глинистых частиц (рис. 14). Включения крупнообло-
мочного материала встречаются лишь в непосредственной, близости от
края ледника, питавшего реку. Прослои глин н суглинков в толще пес-
ков обычно не имеют характерной для старичных отложений линзовид-
иой формы, а ближе по условиям залегания к осадкам пойменных раз-
ливов или вторичных водоемов.
Аллювий такого типа наиболее полно представлен в строении сред-
исплсйстоценовых террас Средней Волги, Дона и Днепра, образование
которых происходило в эпохи днепровского и московского оледенении
на сравнительно небольшом удалении от границ распространения мате-
риковых льдов. Верхнеплейстоценовый перигляциальный аллювий этих
рек формировался без существенного участия осадков талых ледниковых
вод, поскольку ледники не всюду достигали даже верховьев долин. От
среднеплейстоцеиового он отличается меньшей мощностью и большей
однородностью — почти вся толща сложена мелкозернистыми песками
русловой фации с более низким содержанием пылеватых и глинистых
частиц. Изучение многочисленных геологических разрезов показывает,
что в перигляциальном аллювии по сравнению с аллювием умеренного
пояса (современным и межледниковым) фациальная дифференциация
осадков выражена более слабо. Преобладает русловый аллювий, пой-
менный и старичный недоразвит и иногда почти полностью отсутствует.
Крупность обломочного материала вниз по разрезу увеличивается не-
значительно, базальный горизонт маломощный и прослеживается не
всюду. Перигляциальный аллювий слагает обычно верхнюю часть раз-
реза аллювиальных свит, а межледниковый, формировавшийся в усло-
виях умеренного климата, залегает в основании, имеет меньшую мощ-
ность и обычно сохраняется неповсеместно. Средняя крупность русло-
вых песков периг.тяниального аллювия значительно ниже, . чем в-
аллювии рек умеренного пояса. Так, в долине Средней Волги медианный
диаметр русловых песков разного возраста (от акчагыла до голоцена).
95
-образовавшихся в условиях умеренного климата, колеблется от 0,28 до
0,36 мм, а русловых песков средне-верхнеплейстоценовых перигляциаль-
ных свит — от 0,12 до 0,17 мм.
Резкое различие величины медианного диаметра сохраняется на
значительном протяжении долины. Особенно отчетливо это видно при
'сравнении голоценового и межледникового среднеплейстоцеиового (лих-
Рис. 14. Интегральные кривые гранулометрического состава
руслового аллювия псригляциальной области и умеренною
пояса.
Аллювий перигляциалыюй области, формировавшийся при учас-
тии талых ледниковых вод: 1 — калининский юризоит (Кост-
рома); 2—московский горизонт (Горький); 3 — днепровский
горизонт (Чебоксары); 4 — днепровский горизонт (Казань).
Аллювий перигляциальной области, формировавшийся без учас-
тия талых ледниковых вод: Б — калининский горизонт (Че-
боксары); 6 — московский горизонт (Казань). Аллювий уме-
ренного пояса: 7 — голоцен (Чебоксары); 8 — .тихвинский го-
ризонт (Чебоксары); 9 — нижний плейстоцен, венедская свита
(Куйбышев); 10 — верхний плиоцен, акчагыльский ярус (Че-
боксары)
вииского) руслового аллювия с перигляциальным верхнеплейстоценовым
на участке от Калинина до Волгограда (рис. 15).
Голоценовый аллювий в сравнении с аллювием ледниковых эпох
отличается более четкой фациальной и механической дифференциацией
осадков. Он разделяется на трн основные группы фаций — русловую,
старичную и пойменную. Соотношение между ними определяется дина-
микой водного потока (Шанцер, 1966).
В основании толщи русловых осадков, слагающих пижпюю
часть разреза, располагаются отложения базальной фации, формирую-
щиеся в стрежневой зоне потока в процессе размыва им своего ложа.
Для иих характерна крупнолинзовидная неправильная косая слоистость
м наибольшая крупность частиц. Они представлены грубо-, крупно- и
разиозернистыми песками с гравием и галькой, реже галечниками. Ко-
96
эффициент неоднородности базального аллювия почти во всех случаях
превышает 3, достигая 10 -15 и более. Мощность базального горизонта
колеблется от 0,2 до 9 м (обычно 1—4 м). Выше залегают осадки прн-
стрежневой фации, накапливающиеся в условиях неустойчивого режима
аккумуляции. Для них типично переслаивание различного по крупности
материала, среди которого преобладают средне-, реже мелкозернистые
пески с примесью гравия, иногда гальки. Коэффициент неоднородности
песков пристрежневой фации обычно колеблется от 2,5 до 3,5. Слоис-
тость песков правильная диагональная или косая, реже встречаются
Рис. 15. Изменение медианного
диаметра зерен русловых песков %;
по долине Волги.
Аллювий умеренного пояса: 1 —
голоцен; 2 — средний плейстоцен; §
лнхвинский горизонт; 3 — аллю-
внй перигляциальной области §
(верхний плейстоцен, калининский
горизонт). Цифры у пунктов опро-
бования на кривых обозначают ко-
личество определений, использо-
ванных при расчетах
пачки с горизонтальной и перистой слоистостью. Наблюдаются включе-
ния растительного детрита, остатки обуглившейся древесины, скопления
раковин. Венчает разрез руслового аллювия пляжевая фация, осадки
которой отличаются меньшей крупностью и большей однородностью.
Они представлены мелко-, реже тонкозернистыми песками с косоволннс-
той, перистой и горизонтальной слоистостью. По условиям образования
и строению к отложениям пляжевой фации близки осадки, слагающие
прирусловые валы и гривы на пойме. В песках пляжевой и пристреж-
невой фаций встречаются маломощные (5—20 см), суглинистые и су-
песчаные прослои заиления, образующиеся в результате осаждения тон-
ких осадков на русловой отмели при спаде половодья и заиливания пле-
сов в межень. Пристрежневая и пляжевая фации составляют около 90%
руслового аллювия и 60—80% всей аллювиальной свиты. Эти фации хо-
рошо различаются только в аллювии рек, имеющих четко выраженное
основное русло. Во многих случаях они отдельно не выделяются, и в
описаниях объединяются под названием русловой фации.
Многочисленные данные полевого и лабораторного изучения грану-
лометрического состава осадков разных фаций подтверждают резкие
различия между ними, что хорошо видно на примере Волги (рис. 16),
Днепра (Еськов, 1970), Десны и др. (Лазаренко, 1964; Лунев, 1967).
Мощность руслового аллювия в долинах большинства рек Русской рав-
нины колеблется от 5 до 15 м, а у наиболее крупных рек Волги, Дона,
Днепра, Камы, Сев. Двины, Печоры достигает 20—25 м.
Старичный аллювий неразрывно связан с русловым, залегая
в нем в виде линз мощностью до 10 м, а у крупных рек в отдельных
случаях до 15—18 м. Старичные отложения образуются в отшнуровав-
шейся от реки части русла в озерную стадию развития водоема в усло-
виях пойменного режима. В основании разреза обычно залегают осад-
ки ранней озерной стадии — оглеенные суглинки с неясной пологовол-
97
нистой слоистостью. Оии перекрываются осадками зрелой озерной ста-
дии с сезонной ленточной слоистостью, представленными чередованием
тонких слоев иловатого суглинка или глины, супеси и глинистого мел-
ко-, тонкозернистого песка. Глины и суглинки составляют, как правило,
70—90% разреза. В небольших старицах и краевых частях крупных
стариц иногда преобладают иловатые супссн и глинистые пески. Отло-
жения обогащены растительными остатками, существенно влияющими
0,05 0,1 0,25 0,5	2,0	10,0
Диаметр частиц, мм
на их физико-механические
свойства. На дне современ-
ных старичных озер залега-
ют нлы, образующие рых-
лую водопасыщенную мас-
су, по консистенции при-
ближающуюся к суспензии.
С глубины 1—2 м илы уп-
Рпс. 16. Интегральные кривые гра-
нулометрического состава основ-
ных фаций голоценового руслового
аллювия Волги в районе Чебок-
сарской ГЭС (а) и Волжской ГЭС
им. В. И. Ленина (б).
Фации: 1 — пойменная; 2 — пля-
жевая; 3 — пристрежневая; 4 —
базальная
лотняются, превращаясь в породу текучей или мягкопластичиой консис-
тенции, обладающую некоторой структурной связностью.
Пойменный аллювий слагает верхнюю часть разреза аллю-
виальных свит. В долинах большинства рек Русской равнины в составе
пойменного аллювия можно выделить две основные фации — приречной
и внутренней поймы. Для первой характерны отложения с горизонталь-
ной сезонной слоистостью, выраженной чередованием мелко-, тонкопес-
чаных и суглинистых прослоев, часто Гумусированных. Во внутренней
пойме, где оседают более тонкие частицы, преобладают неясиослоистые
суглинки и глины. Мощность отложений пойменной фации обычно не
превышает 5 м, иногда достигая 8 м (Нижняя Волга).
В строении аллювиальных свит кроме перечисленных основных фа-
ций принимают участие также отложения вторичных пойменных водое-
мов и болот. Они формируются на слабо дренированных, расположен-
ных вдали от русла участках поймы и террас, где грунтовые воды за-
легают близко к поверхности и в отличие от старичных осадков — на
пойменном аллювии. Осадки вторичных водоемов представлены илова-
тыми суглинками и глинами, реже супесями. В верхней части разреза
обычно развиты болотные отложения — слаборазложившийся торф с
прослоями терригенного материала. Общая мощность осадков вторич-
ных водоемов 2—5 м, торфа 1—3 м.
Четко выраженная фациальная и связанная с ней механическая
дифференциация осадков в поперечном разрезе поймы является харак-
терной чертой аллювиального осадконакопления в голоцене. Продольная
механическая дифференциация аллювия сверху вниз по течению реки
выражена слабее. На Волге значительное уменьшение медианного диа-
метра зерен песков пристрежневой фации руслового аллювия (от 1,5
98
до 0,29 мм) наблюдается только в верхнем течении (до Верхне-Волж-
ской низменности) на протяжении 700 км. В среднем течении между
Волгоградом и Дубной на протяжении 2400 км медианный диаметр пес-
ков пристрежневой фации колеблется от 0,25 до 0,36 мм, постепенно
уменьшаясь вниз по течению реки. Ниже Волгограда его уменьшение
проявляется более резко — до 0,18 мм у с. Енотаевки (рис. 17). Ана-
логичные изменения крупно-
сти современного руслового
аллювия наблюдаются в
долинах других рек.
В верхнем течении (700 км)
Рис. 17. Изменение медианного
диаметра песчаных частиц основ-
ных фаций голоценового аллювия
Волги.
Фации: I — пойменная; 2 — пля-
жевая; 3 — пристрежневая; 4 —
базальная. Цифры у пунктов оп-
робования на кривых обозначают
количество определений, использо-
ванных при расчетах
Днепра так же происходит быстрое уменьшение медианного диаметра
частиц руслового аллювия от 1,40 до 0,33 мм. Далее к устью на протя-
жении 1400 км медианный диаметр уменьшается всего на 0,16 мм (Ла-
заренко, 1964). У пойменного и старичного аллювия изменения состава
практически не выражены.
Соотношение фаций в разрезах аллювиальных свит, их строение,
вещественный состав и мощность меняются в зависимости от многих
факторов. Наиболее важным среди них является геологическое строение
и геоморфологические особенности территории. Область ледниковой эк-
зарации (Балтийский щит), где преобладают крупнообломочные ледни-
ковые отложения небольшой мощности, отличается незначительным рас-
пространением аллювия. Пойменный аллювий развит неповсеместно,
маломощный (до 1—1,5 м), супесчаного, реже суглинистого состава.
Русловый аллювий плохо разделяется на фации, представлен слабоот-
сортнрованными разнозернистыми песками с гравием, галькой, щебнем
и валунами, с прослоями галечников. Характерна частая перемежае-
мость различных литологических разновидностей, что соответствует бур-
ному неустановнвшемуся режиму водных потоков, размывающих не
только рыхлые, но н скальные породы. В области верхнеплейстоценовой
ледниковой аккумуляции в составе русловой фации преобладают сред-
незернистые пески, содержащие до 10% гравия и гальки. Примесь пы-
леватых и глинистых частиц обычно не превышает 3%, изредка дости-
гая 5%. В районах распространения конечно-моренных образований пес-
ки становятся более крупными и неоднородными, содержание гравия и
гальки возрастает до 40—50%, встречаются прослои галечника, валунов
(Горелик и др., 1961; Юргайтис, 1969). Преобладание мелкозернистых
песков наблюдается в долинах рек, пересекающих озерно-ледниковые и
приморские равнины. На территории между границами верхнеплейсто-
ценового и максимального среднеплейстоценового оледенений широко
распространены низменные лесисто-болотистые равнины — полесья,
приуроченные, как правило, к тектоническим депрессиям. В эпохи оле-
99
денений эти депрессии являлись вместилищем талых ледниковых вод,
отложивших массу песчаных осадков (зандры), которые послужили ис-
точником материала при формировании аллювиальных отложений. Ал-
лювий этих районов характеризуется преобладанием русловых фаций
и недоразвитостью пойменных. В русловых песках большую часть со-
ставляет мелкая фракция, на долю которой приходится в среднем 50—
70%, а в полесьях Белоруссии и Украины — до 80—85% (Абатуров,
1968) от массы породы. Во внеледниковой зоне широким распростране-
нием пользуются покровные суглинистые и 1линистые отложения, про-
дукты размыва которых составляют значительную часть твердого стока
рек. Поэтому в южной части Русской равнины аллювий более глинис-
тый. На возвышенностях, где эрозией вскрываются дочетвертичные по-
роды, они оказывают существенное влияние на состав и строение ал-
лювиальных отложений, в особенности у малых рек. На Приволжской
возвышенности в области распространения опоковидпых песчаников и
песков палеогена аллювий пойм и всех террас преимущественно песча-
ный и песчано-галечный. На территории, где развиты меловые, юрские
и пермские мергельно-глинистые породы, в строении аллювия возраста-
ет роль пойменных и старичных фаций, в русловых отложениях повы-
шается содержание пылеватых и глинистых частиц, увеличивается ко-
личество глинистых прослоев, слагающих иногда большую часть разреза
(Малышева, 1973).
Другим фактором, который оказывает существенное влияние на
’фациальную структуру и состав аллювия, является ландшафтно-клима-
тическая зональность. В зоне тундры в условиях многолетнего и дли-
тельного сезонного промерзания пород, сглаженного рельефа, сплошно-
го кустарничкового и мохового покрова, реки отличаются небольшим
твердым стоком и невысокими половодьями. Поэтому пойменный аллю-
вий развит слабо и значительная часть речных долин занята отложе-
ниями вторичных водоемов и болот. Холодный климат Заполярья не
благоприятствует химическому выветриванию, и глинистые минералы
содержатся в незначительном количестве даже в составе самых топких
фракций. Отрицательный радиационный баланс и низкие температуры
способствуют образованию во всех фациях аллювия, кроме базальной
и пристрежневой повторно-жильных льдов (Лаврушин, 1966).
Аллювий рек лесной зоны характеризуется нормальным соотноше-
нием в разрезе русловых, старичных и пойменных фаций, причем мощ-
ность пойменных отложений составляет обычно около половины высоты
поймы. Исключением являются реки с чисто озерным питанием и заре-
гулированным стоком (Нева, Волхов и др.), в аллювии которых пой-
менные и старичные фации редуцированы. Болота менее многочисленны,
чем в тундровой зоне, и приурочены в основном к внутренней пойме и
пониженным участкам поверхности террас.
Реки степной и полупустынной зон отличаются высоким, хотя и
кратковременным весенним половодьем и длительной низкой меженью,
а в наиболее засушливых районах (Прикаспий) разбиваются на отдель-
ные разобщенные плесы или пересыхают полностью. Преобладание от-
крытых пространств с разреженным дерновым покровом способствует
интенсивному выносу продуктов склонового смыва в русла рек, вызы-
вая резкое увеличение твердого стока. Поэтому в строении аллювия
возрастает роль пойменных, старичных фаций и прослоев заиления в
русловых осадках. Пойменный аллювий обычно составляет около поло-
вины всей толщи. В степной зоне всем фациям аллювия, кроме базаль-
ной, свойственна карбопатность, а в полупустынной, кроме того, — за-
гипсованность.
100
Третьим немаловажным фактором, влияющим на состав и строе-
ние аллювия, является новейшая тектоника. В районах интенсивных но-
вейших поднятий, а также нри пересечении рекой гряд, сложенных
скальными породами, формируется инстративный аллювий, мощность
которого обычно ниже нормальной. Он представлен преимущественно
русловыми фапиями, состоящими из материала повышенной крупности;
старичные отложения отсутствуют, пойменные — недоразвиты. Такие
участки наиболее часто встречаются в долинах рек на территории, при-
легающей к горным сооружениям альпийской геосииклинальной обла-
сти, и в Прсдуралье, где активность и дифференцированность нсотекто-
нических движений наибольшие. В области иеотектоиичсских опусканий
(Причерноморье, Прикаспий), где поступление материала в реки превы-|
шает их транспортирующую способность, образуется коистративный ал-
лювий, мощность которого значительно выше нормальной. В составе
осадков преобладают русловые фации, представленные материалом
средней крупности н мелким, часто плохо отсортированным, при значи-
тельном участии пойменных и старичных отложений. Последние просле-
живаются в разрезах линзами на разных уровнях, свидетельствуя о пе-
ремещении русла реки вверх но мере накопления аллювия. Характер-
ными в этом отношении являются осадки низовий Волги и Дона, где в
разрезе аллювия было обнаружено несколько этажей старичных отло-
жений (ГЭС им. XXII съезда КПСС, Цимлянская ГЭС).
Физические и механические свойства аллювиальных отложений за-
висят от их состава и состояния, что в свою очередь определяется фа-
циальной принадлежностью осадков, глубиной залегания, ландшафтно-
климатическими условиями периода образования аллювия.
Среди аллювиальных отложений преобладают пески. Из физичес-
ких характеристик песков наибольшее практическое значение имеет
плотность сложения. Детальное изучение песков иа участках строитель-
ства гидроэлектростанций показало, что каждой фации аллювия свой-
ственна своя плотность сложения. Так, при переходе от пойменной к
пляжевой, пристрежнсвой и базальной фациям аллювия одновременно
с увеличением крупности песков растет и их плотность. Поскольку в про-
цессе диагенеза пески испытывают уплотнение, русловые пески плейсто-
ценового возраста при одинаковой крупности характеризуются более
высокой плотностью сложения, чем голоценовые (табл. 8). Исключением
являются пески перигляциального аллювия, для которых характерно
повышенное содержание пылеватых и глинистых частиц и соответст-
венно более низкая плотность сложения, чем у современного или меж-
ледникового песчаного аллювия. Плотность сложения песков определя-
ет их механические свойства (сжимаемость, прочность). Исследования
свойств аллювиальных песков в долине Москвы-реки, выполненные
Н. Г. Ииожарской и Г. А. Любимовой (1972),показали, что у русловых
мелко-, средне- и крупнозернистых песков рыхлого сложения, находя-
щихся в воздушно-сухом и водонасыщенном состоянии, углы внутренне-
го трения 29—31°, а у предельно плотных они достигают 34—40°. Данные
о сжимаемости песков, полученные в результате компрессионных испы-
таний из районов строительства ГЭС на Волге, Доне и Днепре, приве-
дены в табл. 9. Изучение сжимаемости аллювиальных песков голоце-
пового возраста с использованием штампов было выполнено в долине
р. Даугавы В. И. Лебедевым (1971). Полученные результаты приведе-
ны в табл. 10.
Примесь пылеватых и в особенности глинистых частиц резко повы-
шает сжимаемость песков. Исследования, выполненные в лаборатории
Гидропроекта в период изысканий на Волжской ГЭС, показали, что при
101
Таблица 8
Характеристика основных показателей гранулометрического состава н степени
уплотнешя аллювиальных песков в основании сооружений ГЭС им. В. И. Ленина
(по М. М. Сокольскому, 1987, с дополнениями Д. И. Афремова)
Фация	Число определе- ний	Гранулометрический состав			Пористость, %	Объемная месса скелета, г/см’
		дейст- вующий диаметр» мм	КО W1 ради- рующий диаметр, мм	коэффи- циент ве- ОДМОрОп. ностн		
Голоцен Пойменная 		И	0,06	0,18	3,0	42—44	1,54—1,50
Пляжевая		113	0,11	9,23	2,1	41—42	1,57—1,54
Пристреждсвая . . ,	80	0,13	0,39	3,0	39—41	1,62—1,57
Базальная 		50	0,16	0,55	3,4	37,5—38,5	1,66—1,64
Средний плейстоцен (лихшнскнй горизонт) Пристрежневач . . .	106	0,12	0,37	3,1	38,0—38,5	1,65—1,64
увеличении содержания глинистых частиц в мелкозернистом песке с 1
до 3% модуль общей деформации в интервале нагрузок Ы0б—4-105Па
уменьшается в 6—7 раз, а относительное сжатие при нагрузках от
110s до 5-10® Па возрастает в 5—6 раз (Абрамов, 1957).
Большое внимание при инженерно-геологическом изучении аллю-
вия уделяется старичным отложениям, которые характеризуются низки-
Таблица 9
Характеристика сжимаемости аллювиальных песков по результатам лабораторных
испытаний при начальной относительной плотности (0,5—0,6), близкой к природной
(по М. М. Сокольскому, 1967)
Крупность в фвцни песков	Модуль общей деформации 10* Па при нагрузках 10* Па			
	1—2	2—4	4—6	6-8
Мелко- н среднезернистые песк> русло- вого аллювия Пылеватые пески пойменного аллювия	250—450	400—450 160	600—1000 300	850—1200 и более 450
Таблица 10
Характеристика сжимаемости аллювиальных песков
по результатам штамповых испытаний в естественном залегании
(по В. И. Лебедеву, 1971)
Пески	Медианный диаметр» мм	Коэффициент пористости	Модуль общей деформации, 10s Па
Г равелистые	 Крупнозернистые	 Среднезернистые	 Мелкозернистые	 Пылеватые		0,59—0,62 0,47—0,54 0,31—0,34 0,15—0,2 0,09—0,14	0,58—0,73 0,60—0,74 0,62—0,76	385—520 190—390 180—300 155—270 115—180
102
ми показателями сопротивления сдвигу и повышенной сжимаемостью.
Физико-механические свойства отложений весьма изменчивы и зависят
от положения старичной линзы по отношению к основным геоморфоло-
гическим элементам пойм, от глубины ее залегания и от возраста осад-
ков. Кроме того, свойства пород меняются внутри самой линзы в на-
правлении от ее кровли к подошве. По данным Ю. И. Панова и С. Н. Его-
/,2 /,5 44 1,5 1,6
Объемная масса
скелета, г/см3
Рис. 18. Изменение объемной массы скелета и влаж-
ности старичных глии голоцепа в зависимости от
глубины их залегания (Волжская ГЭС нм.
В. И. Ленина)
Цифры на кривых обозначают количество спрсде-
лений, использованных при расчетах
50 W 50 20
Сложность
Объемная масса
скелета, г/см*
Рис. 19. Изменение объ-
емной массы скелета у
старичных глии разного
возраста (Волжская ГЭС
нм. В. И. Ленина)
Цифры на кривой обоз-
начают количество опре-
делений, использованных
при расчетах
(33 — поздний голоцен;
49 — ранний и средний
голоиев)
рова, старичные отложения приречной поймы характеризуются более
низкой влажностью, пористостью и большей прочностью, чем старич-
ные отложения центральной поймы. Детальное изучение голоценовых
старичных отложений при изысканиях на волжских гидроузлах
им. XXII съезда КПСС и им. В. И. Ленина показало, что с увеличением
глубины нх залегания происходит закономерное уменьшение пористости
и влажности, что влечет за собой увеличение параметров сдвига и умень-
шение сжимаемости. Наименее уплотненные и наиболее влажные грунты
от текучей до мягкопластичной консистенции наблюдаются в старичных
линзах, залегающих на глубинах от 0 до 5—7 м. Глубже пористость н
влажность быстро уменьшаются, а ниже 10—15 м остаются практически
постоянными или изменяются незначительно (рис. 18). Для этого ин-
тервала более характерна тугопластичная консистенция. В старичных
линзах верхнего этажа наибольшая пористость и влажность обычно на-
блюдается в средней части толщи осадков, откуда вода отжимается наи-
более трудно, в то время как в верхней и пижней частях разреза значе-
ния этих показателей заметно ниже.
В процессе гипергенеза происходит уплотнение осадков, дегидрата-
ция, увеличивается их прочность. Поэтому физические и механические
свойства старичных отложений разного возраста существенно отлича-
ются. Наиболее уплотнены старичные отложения раииеплейстоценового
возраста (рис. 19). Им свойственны более высокие значения параметров
сдвига и сжимаемости (рис. 20). Пойменный аллювий голоцена в от-
личие от старичного повсеместно залегает с поверхности. Периодичес-
кое затопление в половодье и просушивание летом, постоянные колеба-
103
ння уровня грунтовых вод, воздействие растений и почвообразователь-
ных процессов обусловливают большое разнообразие показателей со-
стояния грунтов, их плотности и влажности. В целом глинистые осадки
пойм имеют большую объемную массу скелета и меньшую влажность,
чем старичные. Однако показатели сопротивлению сдвига и сжимаемо-
сти имеют близкие значения.
Рис. 20. Изменение показателей механических свойств у пойменных и старичных глии
разного возраста (Волжская ГЭС и.м. В. И. Ленина): а — обобщенные графики зави-
симости сдвигающего усилия от нормального давления; б — обобщенные компрессион-
ные кривые.
1—111—старичные отложения соответственно раннего плейстоцена, среднего плейсто-
цена, голоцена; IV — пойменные отложения голоцена.
Цифры v кривой обозначают количество определений, использованных при расчетах
111(83) и 1П(24) — раииий и средний голоцен, 111(12) — поздний голоцси
Элювиальные, элювиально-делювиальные и делювиальные отложе-
ния пользуются наиболее широким распространением иа юго-востоке
Русской платформы. Они известны также и в Карелии, на Кольском
полуострове, на Тимапском кряже, в Донбассе, на Приволжской возвы-
шенности, в Молдавии и Прикаспийской впадине. На территориях, под-
вергавшихся оледенению, элювиально-делювиальный покров имеет по-
слеледниковый (местами позднеплейстоцеиовый) возраст, на внеледнн-
ковых площадях он формировался и ранее, местами с неогена. Состав
этих отложений тесно связан с составом материнских пород и поэтому
отличается большим разнообразием. Состав элювиально-делювиальных
отложений в большинстве случаев суглинистый, но местами (на песча-
никах) бывает супесчаным и даже песчаным. Иногда элювиально-де-
лювиальные отложения представлены глинами. В основании элюво-де-
лювия скальных и полускальиых пород содержится дресва, щебень и
глыбы этих пород. Мощности элювиально-делювиальных покровов не-
велики (от долей метра до 3—5 м), и лишь в основаниях склонов они
возрастают до 10 м н более, а в пределах отдельных депрессий При-
уралья — до нескольких десятков метров.
104
Пестрота литологического состава этих отложений, иа которую по-
мимо влияния материнского субстрата накладывается и фактор природ-
ной зональности, обусловливает широкий диапазон изменения физико-
механических свойств пород. Так, их объемная масса при естественной
влажности находится в пределах от 1,58 до 1,95 г/см1 * 3 *; коэффициент по-
ристости колеблется от 0,3 до 1,2; угол внутреннего трения — от 12 до
27°, сцепление — от 0,08-105 до 0,92-Ю5 Па, а модуль общей деформа-
ции от 6-105 до 360-10s Па. Такой разброс показателей не позволяет
привести обобщенную инженерно-геологическую характеристику пород
комплекса, в связи с чем она дается в гл. 12, 15, 16.
Озерные отложения пользуются повсеместным распространением,
но наиболее широко развиты в Карелии, в зонах конечно-моренных об-
разований северо-запада Русской платформы и в долинах крупных рек *.
Вещественный состав озерных отложений отличается большим раз-
нообразием — от органогенных и хемогеиных образований до песчано-
галечных накоплений — и обусловлен рядом факторов, из которых наи-
более существенными являются генезис озерных ванн, их морфометрия,
климатические и палеогеографические условия осадконакопления. Так,
с озерами тектонического происхождения связаны галечно- и песчано-
глинистые, а с наиболее крупными из них (Псковско-Чудское, Ильмень,
Кубенское и др.) и органогенные осадки значительной мощности. В озе-
рах ледникового происхождения накапливаются главным образом гли-
нистые илы с различным содержанием органики, в ложбинах стока
(ложбинные озера) — мощные толщи песчаных накоплений, в озерах
эрозионно-аккумулятивного типа, за исключением дельтовых — опесча-
пепныс нлы, сапропеля, иногда карбонатные осадки, в дельтовых озе-
рах — песчаные осадки. Не менее существенно влияние на веществен-
ный состав озерных осадков и современной природной зональности (кли-
матический фактор). По этому признаку на Русской равнине выделяют-
ся три провинции.
I. Северная провинция охватывает территорию тундры и лесотунд-
ры. При малой испаряемости и повышенной влажности воздуха здесь
создаются условия для формирования многочисленных небольших озер,
в том числе термокарстового происхождения. Органическая жизнь в
озерах подавляется суровыми климатическими условиями при коротком
вегетационном периоде. Поэтому озерные отложения представлены ма-
ломощными водорослевыми и торфянистыми сапропелями.
П. Центральная провинция отвечает лесной зоне. Относительно теп-
лый климат, избыток влаги наряду с процессами выветривания и раз-
мыва, обеспечивающими поступление в озера достаточного количества
биогенных компонентов, создают благоприятные условия для развития
органической жизни в озерах. Вместе с тем прибрежная растительность
и леса предохраняют озера от механического заиления минеральными
наносами. В связи с этим в составе озерных отложений этой провинции
большое участие принимает органический материал. Мощность озерных
отложений нередко измеряется десятками метров (до 40 м). В больших
озерных бассейнах центральной провинции обычно намечается четкая
фациальная изменчивость осадков в направлении от берега в глубь озе-
ра. Береговая отмель обычно сложена песками с гравием и галькой,
глубже, на склоне береговой отмели, отлагаются песчанистые сапропе-
ля, далее до глубины 5—6 м известковистые сапропеля, на глубине
1 Здесь авторами рассматриваются озерпые осадки только поздпеплейстоценового
к голоценового возраста. Более древние плиоцен-среднечетвертичные озерные отложе-
ния, пользующиеся ограниченным распространением, охарактеризованы в регионах вто-
рого порядка.
105
от 5 до 12 м — чистые сапропеля. Глубже развиты железистые, гли-
нистые и другие отложения. Для образования известковистых отложе-
ний необходим подток карбонатных вод. При отсутствии постоянного
притока кальция образуются органические отложения различной степе-
ни минерализации.
III. Южная провинция занимает лесостепную, степную, полупустын-
ную и пустынную зоны. В лесостепной зоне (П1, а) распространены мел-
ководные, солоноватые озера. Для них характерны органо-минеральные
и минеральные отложения максимальной мощностью 2—5 м. В степной,
полупустынной и пустынной зонах (III, б) встречаются солоноватые,
соленые, грязевые и самосадочные озера. Аридный климат и песчаные,
хорошо проницаемые почвы обусловливают бедность этой территории
водоемами. Имеющиеся водоемы обычно мелководны и вода в пих име-
ет различную степень солености. Мощность донпых отложений может
достигать 2—12 м иногда более (в приморском оз. Саки в Крыму она
достигает 26 м). По своему характеру эти отложения относятся к раз-
ряду минеральных грязей. В геологических масштабах времени процесс
озерного осадконакопления протекает довольно быстро. Так, небольшие
озера заполняются осадками, зарастают и превращаются в торфяники
за 200—300 лет. Среднемноголетний годичный прирост ила в небольших
озерах без значительных притоков составляет около 1 мм, в небольших
озерах с притоками — более 3 мм и в больших озерах с многочислен-
ными притоками — около 7 мм. В связи с большим разнообразием ли-
тологического состава озерных отложений и степени консолидации свой-
ства их весьма различны (табл. II).
В условиях природного залегания глинистые озерные отложения
обычно находятся в текучей консистенции. Однако с глубиной влаж-
ность их заметно снижается, особенно у минерализованных разностей, и
опи могут находиться в пластичном и даже полутвердом состоянии.
Плотность озерных отложений невелика и с уменьшением содержания
органики от 90 до 10% возрастает у минерализованных илов с 1,40 до
2,65 г/см3. Высокое содержание органики обусловливает слабую водо-
проницаемость озерных отложений. Коэффициент фильтрации колеблет-
ся от 0,02 до 0,6 м/сут, что позволяет отнести их к категории весьма
слаболроннцаемых пород. Прочность отложений зависит главным обра-
зом от влажности. Исследования пластической прочности сапропел ей
методом конического пластометра показали, что с уменьшением влаж-
ности при высыхании от 500—1200 до 70—150% пластическая прочность
увеличивается с 5- 10s— 50* 10s Па до 20-10s—300-105 Па. Особенно рез-
ко возрастает прочность при уменьшении влажности ниже 200—300%
(после удаления свободной воды, когда скелет грунта приобретает из-
вестную жесткость). Аналогичные результаты получены при определе-
нии прочности саиропелей на сжатие методом раздавливания.
Сопротивление сдвигу озерных отложений, особенно сапропелей, не-
значительно 0,01-I05—0,1 Ы06 Па и определяется главным образом
плотностью, степенью влажности и содержанием органики. Следует под-
черкнуть, что сопротивление сдвигу во многом зависит от условий испы-
таний и существенно возрастает при увеличении величины нормального
давления, продолжительности выдержки под нагрузкой и снижения
скорости нагружения. В условиях консолидированною сдвига прочност-
ные параметры (сцепление и угол внутреннего трения) возрастают не-
редко в десятки раз по сравнению с аналогичными показателями, полу-
ченными при быстром сдвиге. Сжимаемость озерных отложений высо-
кая, и они относятся к категории силыюсжимасмых пород. На компрес-
сионных кривых выделяются начальные, более пологие участки, соот-
1Q6
Таблица U
Физико-механические свойства некоторых типов озерных отложений
(по А. Я. Рубинштейну, 1971)
Типы озерных отложений	Содержа- ние орга- нического вещества, %	Естественная влажность, %	Коэффи- циент по- ристости	Число пластич- ности, %	Усадка, %	Сцепление. 10» Па	Угол внутреннего трения, градусы	Модуль обшей де- формации, 10» Па
Сапропеля органические		70—90	1600—3000	23—30	320—420	95—97	0,002—0,003	15—20	0.1-—0>3
Сапропеля органогенные		50—70	850—1600	16—23	230—320	93—95	0,003—0,004	20—25	0,3-0,8
Сапропеля органо-минеральные		30—50	350-850	9—16	150-230	85-93	0,004-0,015	25-28	0,8-2
Сапропеля минерализованные		10—30	150—350	3—9	100—150	60—85	0,015-0,08	28—30	2—8
Минеральные илы		3—10	80—150	1,2-3,0	10—100	30-60	0,04-0,30	15-28	8-30
Глинистые отложения		3—10	25-120	0,5-1,2	5-60	15—40	0,06-0,60	13—25	20—180
о
ветствующие нагрузке 0,05-105—0,Ы05 Па (у минерализованных отло-
жений — до 0,2-105—0,5 Ю5 Па), которая характеризует природную
структурную прочность отложений,' и более крутые, отвечающие разру-
шению природного структурного каркаса и уплотнению грунта по мере
удаления свободной воды. Модули деформации увеличиваются по мере
снижения содержания органики и увеличения плотности отложений от
3-Ю5 до 180-105 Па (см. табл. 11).
Болотные отложения распространены в европейской части СССР
неравномерно. Наряду с сильно заболоченными низменностями Полесья,
Мещеры, Карелии, Прибалтики, бассейнов Сев. Двины и Печоры, об-
ширные пространства черноземной полосы и южных степей отличаются
незначительным распространением торфяных болот. В размещении тор-
фяников наблюдается -определенная закономерность, обусловленная кли-
матическими, геологическими, геоморфологическими, гидрогеологичес-
кими условиями и характером растительности.
Из климатических факторов важнейшее значение имеет соотноше-
ние между количеством выпадающих осадков и испарением. Более бла-
гоприятные условия для образования болот создаются в зоне избыточ-
ного увлажнения. Однако для накопления больших количеств биомас-
сы необходима также значительная годовая сумма тепла, т. е. достаточ-
но продолжительное и теплое лето. В связи с Этим наиболее мощные
торфяники образуются в лесной, а не в тундровой зоне. Увлажнению
субстрата, развитию болотной растительности и заболачиванию способ-
ствует также неглубокое залегание глинистых пород, играющих роль
водоупора. Большое значение имеет и строение рельефа. Подавляющее
большинство торфяников образуется либо в Понижениях рельефа, либо
иа плоских слабо дренированных равнинах. В этом отношении особенно
благоприятны для развития торфяников зандровые поля полесья. Сле-
дует отметить, что при близком залегании грунтовых вод или в местах
выходов на поверхность напорных вод торфяники могут формироваться
даже в районах с неблагоприятными климатическими условиями.
Влияние ландшафтно-климатических факторов приводит к тому, что
заторфованность Русской равнины подчинена четко выраженной субши-
ротной зональности (рис. 21). Наименьшая заторфованность (менее
0,1 %) наблюдается в степной зоне. Севернее в лесостепной зоне затор-
фованность повышается и колеблется в пределах от 0,1 до 1%. Лесная
зона характеризуется наиболее высокой заторфованностью — 5—20%
и более. На Крайнем Севере в пределах тундры заторфованность опять
снижается.
В обширных понижениях рельефа, приуроченных к долинам рек или
низменностям в зоне лесов, образуются особенно крупные торфяники —
торфяные бассейны. Заторфованность достигает здесь 20—50%. К ним
относятся Северное Полесье, Мещерская низменность, долины среднего
течения Волги (от Горького до Казани), Северной Двины, Печоры, вер-
ховья Камы и др. В зоне таежных лесов наиболее широко развиты тор-
фяники верхового типа, а южнее в лесостепной и степной зонах преоб-
ладают низинные торфяники. В лесотундре и в зоне смешанных лесов
встречаются примерно в равном количестве низинные и верховые тор-
фяники. Средняя мощность торфа в лесной зоне колеблется от 2 до 3 м
и плавно убывает к югу и северу. На крупных торфяниках мощность
торфа может достигать 8—10 м. Генетическая классификация торфов,
встречающихся в пределах европейской части СССР, приведена в
табл. 12.
Важнейшей особенностью торфа является большое содержание в
его составе волокнистой массы. По данным Л. С. Амаряна (1969), в
108
торфах содержится не менее 30—50% частиц с размерами более 250 мк,
что придает им большую пористость и повышенную влагоемкость. Ча-
стицы торфа размерами от 250 до 5 мк составляют около 25—35%. Они
Рис. 21. Схематическая карта заторфоваиносги европейской части СССР, %:
1— менее 0,1; 2 —0,1—1,0; 3—1—5; 4 — 5—10; 5—10—20; 6 —свыше 20
представляют собой обрывки элементов растений или отдельные клетки
и также характеризуются высокой пористостью и влажностью. Среднее
содержание тонкодисперсных фракций колеблется от 8 до 20%. В их
состав входят продукты разрушения органического вещества, потеряв-
шего клеточное строение. Эти фракции обладают низкой влагоемкостью,
109-
Таблица 12
Классификация торфов
Подтип	Группа	Виды торфа		
		янзяияый	переходный	верховой
Лесной	древесная	ольховый березовый еловый сосновый низинный ивовый	древесно-переходный	сосновый верховой
Лесо- топяной	древесно- травяная	древесно-осоковый древесно-тростнико- вый	древесно-осоковый переходный	сосново-пу шицевый
	древесно- моховая	древесно-гипновый древесно-сфагновый низинный	древесно-сфагновый переходный	сосново-сфагновый
Топяной	травяная	хвощовой тростниковый вахтовый осоковый шейхцериевый низин- ный	шейхцериевый пере- ходный осоковый переходный	пушицевый шейхцериевый верхо- вой
	травяно- моховая	осоково-гипиовый осоково-сфагновый низинный	осоково-сфагновый переходный	пушицево-сфагновый шей.хцериево-сфагно- вый
	моховая	гнпновый низинный сфагновый низинный	гнпновый переходный сфагновый переходный	фускум-торф медиум-торф комплексно-верховой сфагново-мочажинный
но определяют ионообменные и адсорбционные свойства торфа благо-
даря своей высокой удельной поверхности. Установлено, что у низинных
торфов дисперсность слабо связана со степенью разложения, тогда как
для верховых торфов отмечается резкое увеличение содержания тонко-
дисперспых фракций по мере увеличения степени разложения. При рав-
ной степени разложения верховые торфы обычно имеют несколько бо-
лее высокую дисперсность по сравнению с низинными видами. Сухое
вещество торфа состоит из органических и минеральных компонентов»
состав которых определяется в значительной мере химизмом водно-ми-
нерального питания торфяника и характером исходного растительного
материала растений — торфообр азовате л ей. Зольность торфа варьиру-
ет в широких пределах от 1 до 50% и более. По степени зольности
торф подразделяется на нормальнозольный и высокозольный. Наимень-
шей зольностью отличается верховой торф моховой группы (2—3%).
Низинный торф имеет более высокую зольность. Наиболее минерализо-
ванным является низинный торф древесной группы (10—16%).
Основные физико-механические свойства торфа зависят преимуще-
ственно от степени разложения и зольности, что видно из табл. 13.
НО
Таблица 13
Физико-механические свойства торфяных грунтов
(по Л. С. Амаряну, 1972)
Категория тор- фяных । рунтов	Полная влагоем- кость, %	Золь- ность, %	Плотность, г/см*	Объемная масса ске- лета грун- та, г/см*	Коэффи- циент порис- тости	Сцепление, 10s Па	Модуль общей де- формации, 10* Па
Волокнистый торф (низкой сте- пени разложе- ния)	1400—2500	1,5—3,0	1,60—1,70	0,04—0,07	22—40	0,09—0,12	0,15—0,55
Нормализован- ный торф (сред- ней и высокой степени разло- жения) Высокозоль- ный торф	900—1400	3—8	1,50-1,55	0,07—0,10	13-22	0,12—0,15	0,25—0,90
	500—900	8—40	1,45—1,50	0,11-0,14	7,5—13	0,15-0,18	0,50—1,30
Заторфованные грунты	200—500	40—90	1,50-2,00	0,20—0,40	3-9	0,18—0,30	1,30-1,50
Естественная влажность торфа весьма высокая. Она изменяется в
широком диапазоне от 300 до 2200% и зависит главным образом от бо-
танического состава (вида торфа), степени разложения, зольности и
плотности сложения торфяной залежи. С увеличением степени разло-
жения. плотности и зольности влажность торфа падает. По данным
Л. С. Амаряна (1969), влагосодержание в низинном торфе закономерно
возрастает по следующим группам: древесная (в среднем 540%); дре-
весно-травяная (645%); травяная (800%); травяно-моховая (860%).
Верховой торф отличается обычно повышенной влагоемкостью и имеет
естественную влажность 650—1060%, достигая 2200% у мохового тор-
фа при степени разложения 2—3%. Нижний предел содержания свобод-
ной (гравитационной) воды, отвечающий полной влагоемкостн, колеб-
лется в зависимости от вида и степени разложения торфа от 600 до
2400%. Согласно исследованиям Л. И. Кузнецовой (1972), суммарное
содержание прочно- и рыхлосвязанной воды изменяется от 115 до 430% >
физико-химической воды — от 45 до 80, гигроскопической — 4—13%.
В условиях естественного залегания торф не проявляет склонности
к набуханию при дополнительном увлажнении, так как находится обыч-
но в состоянии полного водонасыщения. Однако после естественной или
искусственной подсушки и усадки, при повторном увлажнении, он на-
бухает, хотя никогда не достигает первоначального объема. Дрениро-
ванная и осушенная торфяная залежь уплотняется, упрочняется и обра-
зует на поверхности разветвленную сеть трещин усыхания.
Водопроницаемость торфа довольно изменчива и зависит от уплот-
ненности, степени разложепия, зольности и геоботанического составу.
Коэффициент фильтрации различных видов торфа варьирует в широких
пределах (от 0,01 до 2 м/сут). Благодаря слоистости торфяной залежи
нередко отмечается значительно более высокая фильтрационная спо-
собность в горизонтальном направлении (по напластованию). Сжимае-
мость торфа весьма высокая. При компрессионных испытаниях торфа
выявлено, что сжимаемость низинпого торфа практически прекращает-
ся при нагрузке порядка 1,2-105 Па после отжатия из торфа свободной
и слабосвязанной капиллярной воды, тогда как верховые слаборазло-
жившиеся виды торфа продолжают уплотняться вплоть до нагрузок
2,5- 10s—3,0-105 Па. Нарушение естественной структуры торфа увеличи-
111
вает показатели сжимаемости примерно па 10—30%. Прочпостпые по-
казатели торфа определяются главным образом их влажностью, а так-
же видом торфа и степенью разложения. Для неуплотненного торфа ха-
рактерен большой разброс значений сцепления и угла внутреннего тре-
ния, а при уплотнении торфа и уменьшении влажности до 150—250%
прочпостпые показатели заметно стабилизируются; значения угла внут-
реннего трения при этом возрастают
Рис. 22. Интенсивность образования ис-
кусственных грунтов на территории евро-
пейской части СССР:
1 —очень высокая (более 10); 2 — высокая
(5—10); 3 — средняя (2,5—5); 4 — низкая
(0,5—2,5); 5 — очень низкая (менее 0,5)
6—отсутствуют
линейно с 15 до 35°, а сцепление
увеличивается в 4 раза (с 0,15*
•105 до 0,6-105 Па).
Искусственные грунты. Рус-
ская платформа — наиболее эко-
номически развитая и освоенная
часть Советского Союза, где рас-
полагаются крупные городские
агломерации, промышленные
комплексы, горные предприятия
и ведутся большие инженерно-
строительные горные работы и др.
При городском промышленном
строительстве, возведении плотин
и дорог, разработке полезных
ископаемых громадные массы
горных пород дробятся, раз-
рыхляются, смешиваются, пере-
носятся на новое место и укла-
дываются в отвалы, терриконы,
насыпн, давая начало новым тех-
ногенным геологическим образо-
ваниям, получившим название
искусственных грунтов. К ним
относятся также отвалы шлаков.
золы и других отходов, образую-
щихся при металлургическом,
химическом производстве и дру-
гих видах переработки минераль-
ного сырья (Хазанов, 1975). Со-
став и свойства искусственных
грунтов зависят в большой сте-
пени от геологического строения территории, характера взаимодействия
технических средств и горных пород, технологии процессов переработ-
ки и многих других факторов.
Искусственные грунты имеют локальное спорадическое распростра-
нение, в малой степени зависящее от обычных геологических факторов,
что весьма затрудняет их картирование, особенно в мелких масштабах.
В связи с этим к оценке их распространения на такой громадной тер-
ритории, как Русская платформа, приходится подходить с не совсем
обычных позиций, основываясь главным образом на сведениях о харак-
тере и масштабах хозяйственного освоения отдельных частей террито-
рии и учета таких видов человеческой деятельности, как ипженерно-
строительная, горнотехническая и сельскохозяйственная (включая и ме-
лиоративные мероприятия). Учет этих видов деятельности и положен в
основу схемы на рис. 22, на которой показана интенсивность образова-
ния искусственных грунтов на Русской платформе. За интенсивность
образования искусственных грунтов принято приращение увеличения их
объема за год в тысячах кубических метров на 1 км2 территории (сред-
112
нее за 10 лет, с 1960 по 1970 г.). По этому признаку все районы (евро-
пейской части СССР) подразделены на 4 группы: районы с очень вы-
сокой (более 10), высокой (5—10), средней (2,5—5), низкой (0,5—2,5)
интенсивностью образования искусственных грунтов.
Наиболее широко распространенным типом искусственных грунтов
на Русской платформе являются отсыпанные искусственные грунты, к
которым относят разрушенные и перемещенные на новое место горные
породы, уложенные с последующим уплотнением или без него. Сюда
входят отвалы горных разработок, отходы металлургических, химичес-
ких и других производств, насыпи шоссейных и железных дорог и др.
Данные о прочностных н деформационных свойствах некоторых типов
искусственных грунтов приведены в табл. 14 и 15.
Таблица 14
Прочностные характеристики некоторых видов отсыпанных
искусственных грунтов
Грунты	Сцепление, 10* Па	Угол внутрен- него трепня, градусы
Отсыпанные покровные суглинки (р-н Белгорода)* .	0,63	26
Слежавшиеся фосфогипсы (р-н Воскресенска) . . .	0,19	28
Перелопаченные фосфогипсы (р-н Воскресенска) . .	0,08	21
Пиритовые огаркн		0,15	25
Отсыпанные алевриты	  .	.	0,20	18
* Показатель зондирования этих грунтов равен 7,4—3,3 ударов/дм.
Таблица 15
Деформационные характеристики некоторых видов отсыпанных искусственных грунтов
Грунты	Давность отсыпки, в годах	Мощность, м	Предел про- порциональ- ности, 10* Па	Модуль деформа- ции, 10* Па
Отвалы суглинков и глин с включением шла- ков 		17	9	0,6	50
Отвалы суглинков в супесей		20	7	1,0	90
Отвалы мергелистых глии		8	3,5	1,7	48
Отвалы шлаков н колошниковой ныли . . .	14	12	2,0	150
Отвалы золы ТЭЦ		17	2,5	1,0	55
Широко распространены намывные грунты, образующиеся при ис-
пользовании для разработки горных пород средств гидромеханизации.
Состав намывных грунтов и их свойства зависят от состава пород в
карьере и технологии намыва. Рациональная система намыва позволяет
в ряде случаев улучшить физико-механнческие свойства намытых грун-
тов по сравнению с карьерными и, наоборот, некачественный намыв ве-
дет к снижению несущих свойств грунтов намытой толщи. В геологиче-
ском отношении намывные грунты — это очень молодые породы, нахо-
дящиеся на самых ранних стадиях своего формирования. С течением
времени они упрочняются, чему способствуют процессы уплотнения, де-
гидратации и структурообразования. Так, наблюдения за песчаными на-
сыпями и дамбами показали, что за 2,5 года модуль общей деформации
песков возрастает в 3 -4 раза, а сопротивление сдвигу в 2—3 раза, за
ИЗ
пятилетний период соответственно в 6—7 и в 5—7 раз. Наиболее значи-
тельное упрочнение песков происходит в первые два-три года, менее
значительное в последующие три года, после чего наступает стабили-
зация.
При нарушении структуры, термического режима, разрыхлении, за-
мачивании и других подобных изменениях у многих горных пород резко
снижается прочность, увеличивается сжимаемость, что позволяет вы-
делить их в особую подгруппу измененных на месте искусственных грун-
тов. Так, у развитых иа левобережье Днепра легких лессовидных су-
глинков и супесей при нарушении структуры (перелопачиванием и по-
следующим замачиванием) значения модуля общей деформации снизи-
лись с 480-105—265-1О5 до 9-10°—5*105 Па. Такое резкое увеличение
сжимаемости связано с недоуплотненным состоянием лессовых пород.
Накопления грунтов культурного слоя являются результатом сти-
хийного накопления различных разновидностей измененных горных по-
род, технологических и строительных отходов многочисленных произ-
водств и разных бытовых отходов. Подобные накопления наиболее рас-
пространены в крупных старых городах, где их мощность достигает зна-
чительных величин (в Москве на отдельных участках она превышает
20 м, Саратове — 15, Одессе — 20, Новгороде — 14 м). Характерной
особенностью грунтов культурного слоя служит наличие в них органи-
ческих включений, достигающих 30% и более.
Поведение оснований из искусственных грунтов под действием зда-
ний и сооружений зависит от многих причин, определяемых составом и
сложением грунта, его обводненностью, характером подстилающего
слоя, особенностями передаваемых на грунт нагрузок и др. При этом
основную опасность создает проявление больших и неравномерных оса-
док, вызванных давлением сооружения, вибрацией оборудования и тран-
спорта, процессами разложения органических включений в грунтах ос-
нования и др. В тех случаях, когда основания не отвечают требованиям
расчета по предельным состояниям, для обеспечения нормальной экс-
плуатации сооружений применяются различные защитные мероприятия.
ГЛАВА 4
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СТРОЕНИЯ
РЕЛЬЕФА РУССКОЙ РАВНИНЫ
Начало формирования рельефа Русской равнины следует отнести
еще ко времени ее консолидации вокруг щитов, т. е. позднему проте-
розою, когда начавшиеся блоковые перемещения фундамента определи-
ли основные черты ее будущего структурного плана. Оформление древ-
него структурного плана платформы (с причленением ее южной ча-
сти — Скифской плиты) завершилось на герцинском этапе развития.
Древний структурный план отчетливо проявляется в современной
орографии региона. Крупным положительным структурам — Балтий-
скому щиту, Украинскому кристаллическому массиву, Воронежской ан-
теклизе — отвечают возвышенности; крупным отрицательным формам —
Московской, Печорской синеклизам, Днепровско-Донецкой и Прикас-
пийской впадинам — аккумулятивные равнины и низменности. С отри-
цательными структурами связано также развитие крупных ре"ных си-
стем: к Московской синеклизе приурочен бассейн Верхней Волги, к
Днепровско-Донецкой впадине — бассейн Среднего Днепра, к Каспий-
114
ской впадине — бассейн Нижней Волги и т. д. («Равнины Европейской
части СССР», 1974).
Усилившаяся в мезокайнозое дифференциация тектонических дви-
жений привела к заметной перестройке структурного плана платформы
только в ее южной части, в пределах Скифской плиты. Инверсионные
движения обусловили создание Приволжской, Бугульминско-Белебсев-
ской, Ставропольской и Волыно-Подольской возвышенностей. Пере-
стройка структурного плана платформы сказалась и на характере гид-
рографической сети, хотя общее направление и распределение речного
стока в основном сохранилось. В это время завершилось разделение
бассейнов Днепра, Дона и Волги, оформился северный участок главно-
го водораздела Русской равнины, выделились бассейны Сев. Двины и
Мезени, произошло соединение бассейнов Верхней и Нижней Волги и др.
Большое влияние па дальнейшее развитие гидрографической сети оказа-
ло общее поднятие платформы, достигшее максимума в среднем плио-
цене. Наиболее значительные движения наблюдались в Заволжье и
Прикаспийской впадине, где русла кинельских (доакчагыльских) рек
вскрыты на глубине 300—800 м. При последующем погружении плат-
формы, произошедшем в плиоцене, речные врезы были запол-
нены континентальными и морскими (акчагыльскими) осадками, что
привело к формированию плиоценовой поверхности выравнивания
(Востряков, 1967; Обедиентова, 1973). Новое оживление эрозионных
процессов и расчленение поверхности платформы произошло на грани-
це позднего плиоцена и раннего плейстоцена. Раннеплейстоценовые до-
лины наиболее углублены (до 100 м и более) на окраинах платформы
и в Московской синеклизе. Современные реки в основном унаследовали
эту древнюю эрозионную сеть, испытав лишь небольшие смешения в
плане.
Большую роль в развитии рельефа Русской равнины в плейстоцене
сыграли многократные оледенения, оставившие после себя мощные тол-
щи ледниковых отложений и отвечающие им аккумулятивные формы
рельефа. С оледенениями связано также образование равнин флюви-
ального происхождения, опоясывающих области оледенения, и лессовых
равнин на юге платформы.
Для рельефа Русской равнины характерна зональность, возникшая
в связи с развитием структурного плана, распространением ледниковых
форм и современными ландшафтными условиями. С северо-запада на
юго-восток выделяются: 1) зона цокольных денудационных возвышен-
ных равнин; 2) зона пластовых равнин, соответствующих преимущест-
венно синеклизам, с преобладанием форм ледниковой аккумуляции;
3) зона водно-ледниковых и аллювиальных равнин в прогибах между
антеклизами; 4) зона пластовых и пластово-цокольных возвышенностей,
соответствующих аптсклизам, с преобладанием эрозионного расчлене-
ния; 5) зона приморских пластовых низменностей (Карандеева, 1957;
Спиридонов, 1974).
Зона цокольных денудационных возвышенных равнин занимает тер-
риторию Балтийского шита, прошедшего сложный путь континентально-
го развития от протерозоя до наших дней. Строение рельефа этой зоны
во многом обязано блоковой тектонике. Пространственная ориентировка
большинства орографических элементов равнины — водоразделов, до-
лин рек, береговых линий — определяется разломами, имеющими преи-
мущественно северо-восточное и северо-западное направления. В этих
же направлениях вытянуты массивы и гряды, отпрепарированные вы-
борочной денудацией. Пересечение разломов придает местами рельефу
мозаичный характер. Отдельные блоки сохранили тектоническую актив-
пость и в современный период, о чем свидетельствуют быстрины и во-
допады на многих водотоках, наличие незаполненных мореной тектони-
ческих трещин и др. (Кратц, 1903). Аккумулятивные формы рельефа —
моренные гряды, озы, камы и другие — имеют здесь подчиненное зна-
чение и обязаны своим образованием процессам континентального оле-
денения. По строению рельефа в пределах этой зоны заметно различа-
ются Кольский полуостров и Карелия.
Кольский полуостров обладает в пределах Русской равнины наи-
большими высотами. Центральную часть полуострова занимает поло-
са невысоких горных массивов — тундр — с максимальной отметкой
1191 м (г. Часначорр). Безлесные вершины тундр подвергаются вывет-
риванию, а крутые склоны их покрыты гравитационными отложениями.
К северу цепь горных массивов сменяется низменностями, а затем не-
высокими Печенгскими тундрами (500—600 м), переходящими к восто-
ку в плоскую гряду Кейвы. Глубина вреза речных долин достигает в
горах 800 м, а в прибрежных частях Кольского п-ова — 100—200 м.
Нередко долины имеют характер трогов и каньонов, и лишь реки, пере-
секающие озерные аккумулятивные равнины, имеют неглубокие и ши-
рокие долины. Наблюдаются значительные персуглубления (до 25—
30 м), связанные с дифференциальными перемещениями отдельных бло-
ков кристаллического фундамента. Широко распространены поля «ба-
раньих лбов» — результат сглаживающей деятельности движущегося
льда — и аккумулятивные формы рельефа, оставшиеся после стаивания
последнего ледникового покрова (камы, озы, флювиогляциальные дель-
ты). Из криогенных форм распространены бугры пучения, особенно на
севере Мурманской области, реже встречаются каменные многоуголь-
ники. В настоящее время происходит выравнивание рельефа, заполне-
ние впадин солифлюкциоиными отложениями, делювием, речными, озер-
ными, болотными осадками. Одновременно продолжается углубление
нивальных впадин — цирков, каров в горных массивах. Интенсивность
современных рельефообразующих процессов различна в разных частях
полуострова, что определяется, в первую очередь, скоростью и знаком
современных тектонических движений отдельных блоков. Последние
сильно дифференцированы и колеблются от —2 до +4,5 мм в год
(рис. 23).
В Карелин возвышенности играют в рельефе подчиненную роль.
Они представлены холмами и грядами, в строении которых отражается
различная скорость процессов денудации в породах разной устойчиво-
сти. Наибольшие высоты (до 600 м) характерны для Северо-Карель-
ской возвышенности, являющейся отрогом пограничной с Финляндией
невысокой цепи Маиселькя. Продолжением ее на восток является кряж
Ветреный Пояс. Западно-Карельская возвышенность высотой около
400 м является следующим к югу отрогом Манселькя. К юго-востоку
она сменяется серией невысоких скалистых гряд, создающих своеобраз-
ный сельговый рельеф севернее Ладожского и Онежского озер. Гряды
вытянуты в северо-западном направлении и сложены наиболее устойчи-
выми к выветриванию породами. Понижения между ними выработаны
в менее устойчивых породах и часто предопределены разрывными нару-
шениями. Грядовый рельеф изобилует вытянутыми в северо-западном
направлении озерами с множеством островов, вытянутых параллельно
прибрежным грядам. Центральная часть Карелии образована низмен-
ными цокольными равнинами с маломощным покровом рыхлых ледни-
ковых отложений, слегка нивелирующих неровности кристаллического
фундамента. К востоку они переходят в Прибеломорскую низменность,
иа юге сливаются с пластовыми равнинами Русской платформы. Среди
116
равнин развиты озера, соединяющиеся порожистыми реками, ориенти-
ровка которых подчинена особенностям структурного плана.
Из аккумулятивных форм рельефа наиболее широко распростране-
ны волнистые моренные равнины и формы краевых образований, пред-
Рнс. 23. Схематическая карта современных вертикальных движений земной коры
Русской платформы (по Ю. А. Мещерякову, 1972)
Поднятия, мм в год: ] — 10—8; 2 — 8—6; 3 — 6—4; 4 — 4—2; 5 — 2—0. Опускания,
мм в год: 6 — 0 — 2; 7 — 2 — 4; 8— 1 — 6; 9 — 6 — 8
ставляющнх собой сложное сочетание моренных гряд с маргинальными
и радиальными озами, камами, зандрами и другими формами рельефа,
относительные высоты которых достигают 80 м. Подобные комплексы
ледниково-аккумулятивных форм нередко приурочены к разломам.
117
Зона пластовых равнин, соответствующих преимущественно сине-
клизам, с преобладанием форм ледниковой аккумуляции окаймля-
ет широкой полосой юго-восточный склон Балтийского щита и протяги-
вается на северо-восток к Северному Уралу. Равнинность территории
осложняется куэстовыми уступами, долинами рек и участками леднико-
вого аккумулятивно-холмистого рельефа. Возвышенности имеют под-
чипспиос значение. Зона может быть подразделена на ряд провинций.
В западной провинции основной фон рельефа составляют
свежие аккумулятивные формы, созданные в период деградации послед-
него, поздненлейстоценового оледенения. Под сплошным покровом сред-
не- и верхнечетвертичиых отложений скрыта древняя денудированная
поверхность, имеющая ступенчатый характер. Ступени дочетвертичной
поверхности разделены уступами и крутыми склонами высотой до 75—
100 м. Наиболее крупные из них четко выражены в современном рель-
ефе. Это Балтийско-Ладожский Глинт (уступ), выработанный в извест-
няках ордовика и тянущийся вдоль южного берега Финского залива и
Ладожского озера, и карбоновый уступ, которому соответствует крутой
западный склон Валдайской возвышенности. Доледниковая поверхность
расчленена густой эрозионной сетью. Погребенные долины с каньоно-
образным поперечным профилем вскрываются на глубине до 150—200 м
ниже ур. моря. В бортах долин, сложенных преимущественно карбонат-
ными породами, интенсивно развит древний карст.
У подножия Балтийско-Ладожского Глинта располагаются морские
террасированные низины, образующие наиболее низкую ступень рель-
ефа. Местами они прорезают Глинт и языками внедряются на юг вдоль
Псковско-Чудского и Ильменьско-Волховского понижений. Для сред-
ней ступени, занимающей все пространство между приморскими низи-
нами и Валдайской возвышенностью, наиболее характерны озерно-лед-
никовые низины, среди которых рассеяны островные возвышенности ок-
руглых и изометрических очертаний как цокольные, так и сложенные
целиком ледниковыми отложениями. Большинство возвышенностей при-
урочены к выступам коренного ложа или участкам интенсивного эро-
зионного расчленения дочетвертнчных пород, которые явились наиболее
благоприятными местами для разгрузки переносимого ледником мате-
риала. Подобные изолированные высоты весьма типичны также для са-
мой высокой ступени рельефа, соответствующей Валдайской возвышен-
ности — краевой зоне валдайского оледенения. Эта возвышенность, по-
лучившая благодаря обилию озер название Поозерье, отличается све-
жестью форм ледниково-аккумулятивного рельефа и представляет собой
сложное сочетание обширных озерных и мелких заболоченных пониже-
ний с участками камовых холмов и конечно-моренных гряд, окаймлен-
ных зандровыми конусами. Здесь расположены такие крупные озера,
как Селигер, Валдайское, Белое, Кубеиское и др.
Долины крупных рек — Меты, Ловати, Невы, Онеги, Сев. Двины
используют доледниковые понижения рельефа. В иих развиты аккуму-
лятивные террасы послеледникового возраста. В долинах рек, приуро-
ченных к областям современного погружения, террасы отсутствуют
(р. Волхов).
В центральной провинции ледниковый аккумулятивный
рельеф, сформированный в среднем плейстоцене, в течение московского
и частично днепровского оледенения сочетается с эрозионным. Типичные
формы краевых образований встречаются редко, преобладают слабо-
холмистые и равнинные междуречья с участками холмистого рельефа
водно-ледникового происхождения и относительно хорошо выработан-
ные долинные понижения. Рельеф отдельных районов провинции отли-
118
чается наряду с типическими чертами определенным своеобразием, обус-
ловленным морфоструктурными особенностями доледникового рельефа,
историей возникновения и уничтожения ледникового покрова.
В пределах Белорусско-Смоленско-Московской возвышенности пре-
обладают сглаженные моренные равнины в западной части и холмистые
моренные возвышенности па остальной территории. К югу нарастает
роль эрозионного расчленения. Значительные площади занимают пони-
жения, сложенные флювиогляциальными отложениями. Водораздельная
линия не совпадает с наибольшими высотами, а расположена на южном
склоне возвышенности, полого опускающемся к Полесью (Карандеева,
1957). Сочетание характерных форм рельефа позволяет считать Бело-
русско-Смоленско-Московскую возвышенность краевым образованием
московского ледника.
На территории Верхне-Волжской равнины широко распространены
плоские, волнистые, реже всхолмленные моренные повсрхпости. Среди
них разбросаны участки холмистого рельефа, преимущественно водно-
ледникового происхождения. Послеледниковые реки приурочили свое
течение к ложбинам стока и котловинам послеледниковых озер, которые
к настоящему времени большей частью уже спущены. Этим объясняют-
ся сложные изгибы русел и частые озеровидные расширения долин, как
правило, заболоченные.
Расположенные восточнее Северные Увалы наименее изучены в гео-
морфологическом отношении. Являясь участком области Главного во-
дораздела, они возникли как инверсионная морфоструктура в осевой
зоне Московской синеклизы над поднятым блоком кристаллического
фундамента. Высота Северных Увалов не превышает окружающие воз-
вышенные равнины. Их средняя высота 200 м, а максимальная 294 м.
Водораздельная линия имеет изломанный характер. Реки волжского и
северодвинского бассейнов, глубоко проникнув верховьями в пределы
водораздельного плато, образуют кулисообразную сеть. Долины рек, как
правило, заболочены.
Онего-Двинско-Мезенская возвышенная равнина соответствует па-
леозойскому плато, разделенному широкой Северо-Двинской ложбиной.
Основные орографические элементы имеют северо-западное и северо-
восточное простирание. Особенно четко это выражено в ориентировке
рек Сухоны и Вычегды, протекающих в широких (до 30—40 км) ложби-
нах параллельно Северным Увалам. Северная граница плато представ-
ляет собой чрезвычайно извилистую линию, осложненную долинами рек
северо-западного направления (Сев. Двины, Пинеги, Мезени). Четкому
обособлению долинных понижений способствовали бореальная и более
ранние плейстоценовые трансгрессии. Береговая линия бореального мо-
ря выражена в рельефе отчетливым уступом. Междуречные пространст-
ва представляют собой волнистые приподнятые (до 200—250 м) равни-
ны, чередующиеся с плоскими понижениями. Характерна густая сеть
речных долин и отсутствие свежих форм ледниковой аккумуляции. По-
верхность плато сильно заболочена, как и прорезающие его широкие
крутосклонные долины. Наибольшей ширины (до 70 км) достигает до-
лина Сев. Двины.
Вдоль берегов северных морей широкой полосой (200—250 км) про-
тянулась Приморская низменная равнина. В ее пределах резко выделя-
ются по высоте Прионежское и Беломорско-Кулойское плато со свежи-
ми ледниково-аккумулятивными формами рельефа. Последнее сложено
гипсоносными породами перми и изобилует карстовыми формами. За
пределами плато преобладают морские отложения. Суровый климат,
многолетняя мерзлота и преобладание глинистых грунтов определили
119
формирование здесь полигональных форм рельефа, бугристых торфяни-
ков и солифлюкционных террас на склонах возвышенностей.
Приморская равнина на востоке ограничена Тиманским кряжем со
средними высотами 200—250 м (максимальные достигают 471 м), вытя-
нутым в северо-западном направлении на 900 км. Сложенный древними
породами (от рифея до карбона), Тиман представляет собой ряд парал-
лельных гряд, разделенных широкими продольными долинами, выпол-
ненными четвертичными отложениями. В пределах продольных долин
реки спокойно меанлрируют и резко сужены при пересечении гряд.
Плоская выровненная поверхность гряд почти лишена рыхлого покрова.
Восточный склон северного Тимана образует крутой куэстовый уступ,
сложенный каменноугольными известняками.
Для северо-восточной провинции, охватывающей в ос-
новном бассейн Печоры, характерны особые условия осадконакопления
в плейстоцене. В северной половине провинции преобладала ледово-мор-
ская аккумуляция, а к югу от широтного отрезка Печоры — ледниково-
морская и ледниковая. Это привело к формированию обширной плоской
и пологоволнистой аккумулятивной равнины со средними высотами по-
верхности в Малоземельской тундре — 160 м, в Большеземельской —
220 м. Наиболее низменные участки характерны для центральной части
провинции и совпадают с долиной Печоры. Для крупных речных долин
характерны крутые коленообразные изгибы и озеровидные расшире-
ния, обусловленные структурно-тектоническими особенностями террито-
рии. Поверхности водоразделов и террас заболочены. Подмываемые бор-
та речных долин осложнены многоступенчатыми оползнями.
Зона водно-ледниковых и аллювиальных равнин в прогибах между
антеклнзами. Аккумулятивные водно-ледниковые и аллювиальные рав-
нины, сложенные преимущественно песками, развиты южнее области
распространения ледниковых отложений московского века в понижени-
ях эрозионно-тектонического происхождения. По генезису эти равнины
относятся к краевым и долинным зандрам. Пески здесь легко поддаются
перевеванию и на значительных пространствах собраны в дюны. Пони-
жения между холмами заболочены. В результате переотложения занд-
ров в долинах рек сформировались высокие среднеплейстоценовые ал-
лювиальные террасы, мало отличающиеся по высоте от равнин По-
лесья.
В западной части зоны расположено Припятское Полесье и При-
днепровская низменность, образующие единую полосу понижений сре-
ди прилегающих к ним возвышенностей. Припятское Полесье занимает
впадину между Украинским кристаллическим массивом и Белорусской
антеклизой. Вся эта территория почти сплошь заболочена. Плоскую по-
верхность Полесья нарушают лишь островные моренные возвышенности
и дюны. Общее падение поверхности от верхнего течения Припяти
(130—140 м) к ее устью (115 м) составляет всего около 20 м. К север-
ной и южной окраинам Полесья отметки вновь увеличиваются до 150—
180 м. Полесье отличается незначительной мощностью четвертичных
зандровых и озерных отложений (от 5 до 50 м), что свидетельствует о
поднятии территории в новейшее время. Данные повторных нивелировок
зафиксировали поднятие 5 мм в год. В то же время отмечено локальное
погружение некоторых районов.
Юго-восточным продолжением Полесья является Приднепровская
низменность, в месте слияния Припяти, Днепра, Десны и Сейма дости-
гающая ширины 200 км и заканчивающаяся острым клином у Днепров-
ских порогов в районе Днепропетровска. Основное пространство низ-
менности занимают высокие террасы долины Днепра и его левых при-
120
токов. Поверхность террас покрыта несколькими горизонтами лесса,
разделенными погребенными почвами. Значительным распространением
пользуется также низкая, боровая терраса, сложенная с поверхности пе-
ревеянными песками. Наиболее крупные площади занимает она выше
Киева.
Типичным Полесьем являются также Мещерская и Горьковско-Ма-
рийская низменности, представляющие собой структурные впадины, за-
полненные ледниковыми, озерными и водно-ледниковыми отложениями
днепровского и частично московского веков. Центральная часть Мещер-
ской низменности высотой НО—130 м, снижающаяся к террасам Оки,
изобилует древними ложбинами стока с остаточными озерами и слабо-
врезанными реками. В Горьковско-Марийской низменности долинные
зандры постепенно переходят в высокие террасы Волги, аллювий кото-
рых сформирован за счет переотложения зандров. Песчаный бугристый
рельеф долинных зандров и террас чередуется с обширными болотами.
К участкам с маломощным покровом песков приурочены провальные
воронки карстового происхождения, образовавшиеся за счет выщелачи-
вания гипсов в толщах верхней перми. Нередко провалы заняты озера-
ми, о карстовом происхождении которых свидетельствует их округлая
форма и значительная глубина (оз. Светлояр — 28 м). Вдоль долин
рек наблюдаются суффозиоипые воронки. Под зандровыми и террасо-
выми равнинами Горьковско-Марийской низменности погребена поверх-
ность, расчлененная древней эрозионной сетью, основными элементами
которой янляются плиоценовое и раннеплейстоценовое русло Волги, про-
слеживающееся на отметках 20—40 м.
В восточной части зоны расположено Низкое Заволжье, отделен-
ное от предыдущего района Вятским валом и соответствующее Заволж-
скому прогибу, развивающемуся с конца плиоцена. Древняя поверхность
низменности, резко расчлененная в среднем плиоцене разветвленной
сетью глубоко (до 100 м) врезанных долин бассейна среднего течения
Волги, погребена под толщей континентальных и морских верхпеплио-
ценовых отложений (рис. 24, 25). Севернее Жигулей в строении равни-
ны преобладают пески, образующие волнистую поверхность, слабо рас-
члененную речными долинами. Южнее Жигулей па поверхности рас-
пространены плотные (сыртовые) глины, в которых выработаны балки
со ступенчатым профилем и выпуклые, увалистые поверхности между-
речий.
В верхнеплиоценовую поверхность выравнивания врезана широкая
плейстоценовая долина Волги с резко асимметричным строением. Высо-
кий (до 300 м) крутой правый склон долины сложен дочетвертичными
породами и осложнен древними и современными оползнями. На лево-
бережье развита обширная пойма высотой до 10—12 м и серия средне-
верхнеплейстоцеиовых террас. Погребенное под разновозрастным аллю-
вием раинеплейстоценовое русло Волги обнаруживается на глубине от
+20 до —30 м. Высокий (до 40—50 м) уступ разделяет террасы на две
серии. Низкие верхнеплейстоцеповые террасы с высотами 17—20 м име-
ют незначительную ширину и по ландшафтному облику напоминают
пойму. Ширина высоких среднеплейстоценовых террас достигает 70 км.
Их выровненную поверхность нарушают лишь куполовидные поднятия
в зонах распространения локальных структур. Пойма и низкие террасы,
за небольшими исключениями, в настоящее время затоплены водами
водохранилищ.
Наиболее далеко на юг выдвинута Окско-Донская равнина, соот-
ветствующая в структурном отношении восточному склону Воронежской
антеклизы и Рязано-Саратовскому прогибу. Поверхность равнины отли-
121
Рис. 24. Схема погребенной речной сети
.Поволжья:
1 — среднеплейстоцсповая (доакчагыль-
ская) речная 0017,’ 2 — то же. предполагае-
мая; 3 — раннеплейстоценовое русло Волги;
4 — северный залив Балаханского озера
чается выравненностью. Плоские
участки ее местами испещрены
пологими понижениями — запа-
динами. Преобладает долинно-
балочное расчленение. Большая
часть речных долин имеет широ-
кие поймы, асимметричные скло-
ны и серию террас. Овраги наи-
более характерны для Окско-
Цнинского плато. На террасах
Дона, Воронежа, Цны и других
рек распространены песчаные
эоловые формы, как закреплен-
ные растительностью, так и пере-
веваемые.
Зона пластовых и пластово-
цокольиых возвышенностей соот-
ветствующих антеклизам с пре-
обладанием эрозионного расчле-
нения, включает все возвышенно-
сти южной половины Русской
равнины внеледниковой зоны.
Льдом покрывались лишь окраи-
ны отдельных возвышенностей.
В основном рельеф создавали де-
нудационные процессы, устойчи-
во развивавшиеся в течение всех
континентальных перерывов. Все
возвышенности соответствуют
крупным положительным струк-
турам, скульптурная обработка
осуществлялась в основном по-
верхностными водами. Абсолют-
ные высоты возвышенностей ко-
леблются в пределах 200—400 м.
Западную часть зоны зани-
мает Украинская возвышен-
ность — единое орографическое
образование, включающее Волы-
но-Подольскую, Бессарабскую,
Прсдкарпатскую и Приднепров-
скую возвышенности. Первые три
возвышенности представляют со-
бой молодые обращенные морфо-
структуры послесарматского воз-
раста с весьма высоким темпом
поднятия, значительно превыша-
ющим скорость движения древ-
ней Приднепровской возвышен-
ности, соответствующей Украин-
скому кристаллическому масси-
ву. Это и привело к слиянию
разновозрастных и разнородных
в структурном отношении уров-
ней в единую возвышенность с
122
более шпенсиьмым эрозионным расчленением ее западной части, где
расположена высшая точка возвышенности (515 м). На восток и юго-
восток по направлению к Днепру высоты снижаются до 200 м. При-
днепровская часть возвышенности расчленена значительно слабее. Пра-
вобережные притоки Днепра отличаются незначительной длиной. На
участках пересечения кристаллических пород они имеют порожистые
русла и каньопообразныс долины. На территории, покрывавшейся
льдом, наряду с эрозионным расчленением встречаются формы ледни-
ковой аккумуляции: камы н ложбины стока. Для правобережья Днепра
Рис. 25. Схема положения разно-
впчрастных поли' диетических уров-
ней (ярусов), древних русел и но-
вейших отложений в долине Сред-
ней Волги.
Разновозрастные уровни: 1 — ак-
кумулятивные; 2 — абразионно-де-
нудационные. Коррелятивные от-
ложения' 3—аллювиальные: 4 —
озерные и лиманные; 5 — морские;
6 — линии, соединяющие одновоз-
растные уровни
характерны оползни. На Волыпо-Подольской возвышенности развит
карст.
В центральной части зоны расположена Среднерусская возвышен-
ность — целостное орографическое, но гетерогенное морфоструктурное
образование, соответствующее Воронежской антеклизе, юго-западному
крылу Московской синеклизы и северо-восточному склону Днепровско-
Донецкой впадины. Главный водораздел возвышенности, вытянутый суб-
мерндионально, расположен несколько восточнее Курска и Орла и далее
отклоняется к востоку к истокам Дона. Высшая точка (310 м) располо-
жена в районе Орла. Своеобразие геологической структуры Средне-
русской возвышенности определило ее гидрографический план и рас-
пределение овражно-балочного расчленения. Реки, принадлежащие
бассейнам Днепра, Оки и Дона, направлены центробежно. Овраги про-
резают как склоны балок, так и их днища. Донные овраги отличаются
значительной, в несколько километров, длиной. Они прорезают балоч-
ный аллювий и нередко вскрывают коренные породы. Склоновые овра-
ги короткие, глубина их колеблется от 8 до 25 м. Наибольшей
густоты овражная сеть достигает па правобережье Дона и в пределах
Калачской возвышенности (междуречье Хопра и Дона). Густота овраж-
ной сети достигает здесь 0,5—1,2 км/км2 (Гужевая, 1948). Этот участок
совпадает с осевой зоной Воронежской антеклизы (в районе г. Павлов-
ска в долине Дона вскрываются кристаллические породы). Несколько
меньше густота овражной сети в центре и на севере возвышенности.
Резко уменьшается она в юго-восточной части возвышенности, в бас-
сейнах Сейма и Сулы — на пологом склоне Днепровско-Донецкой впа-
дины. Причиной образования оврагов наряду с активными тектониче-
скими движениями и безлесьем является хозяйственная деятельность
человека. Оледенения — окское и днепровское не оставили большого
следа в рельефе возвышенности. Лед покрывал северную, восточную и
западную периферию ее склонов, где сохранились маломощная морена
и ложбины стока талых вод.
Большим своеобразием отличается рельеф Донецкого кряжа, соот-
ветствующего открытой части гсрцинского горного сооружения. Это
сильно расчлененная эрозионная возвышенность высотой до 367 м. Раз-
123
повозрастные напластования и сложная тектоника обусловливают час-
тую смену на поверхности разнообразных по устойчивости к выветри-
ванию пород. На водоразделах развиты гряды, приуроченные к выходам
известняков и песчаников, разделенные понижениями, сложенными гли-
нами и рыхлыми покровными отложениями. К окраинным частям Дон-
басса, образованным горизонтально лежащими осадками, водоразделы
выполаживаются. Речные долины, наоборот, глубоко врезаны в склад-
чатые толщи до 100 м. На их склонах наблюдается густая овражная
сеть. Протекающий вдоль северного подножия кряжа Северский Донец
подчеркивает его склон к Днепровско-Донецкой впадине. На левом бе-
регу Донца развита серия террас шириной до 20 км. В нижнем течении
река пересекает кряж вкрест простирания пород, образуя излучины и
глубоковрезанную долину. Особый облик рельефу придают многочис-
ленные терриконы, связанные с разработкой угольных месторождений.
Вдоль правобережья Волги вытянута Приволжская возвышен-
ность — гетерогенная положительная неотектоническая морфострукту-
ра, включившая в северной части древние положительные структуры, а
на остальном протяжении возникшая в результате инверсии мезокайио-
зойского прогиба. Поверхность возвышенности образует ступени или
ярусы в восточной части и без заметных перегибов полого опускается
на запад к Окско-Донской равнине. Верхняя ступень высотой 280—
<320 м, имеющая останцовый характер, сохранилась в виде холмов. Сред-
ний ярус высотой 240—260 м пользуется наибольшим распространением
и является поверхностью выравнивания. Средний ярус 80—100-метро-
вым уступом опускается к иижнему ярусу, являющемуся, по мнению
большинства исследователей, абразионной площадкой акчагыльского
моря. Уступ осложнен древними плиоценовыми оползневыми цирками,
называемыми в Саратовском Поволжье венцами. Для Приволжской
возвышенности характерно интенсивное овражно-балочное расчленение,
особенно на Саратовско-Волгоградском участке и в районах неотекто-
пических поднятий. Уступая Среднерусской возвышенности по густоте
овражного расчленения, она превосходит последнюю по глубине, осо-
бенно в восточной части возвышенности. Карстовые формы рельефа —
воронки, ниши, пещеры, провальные озера приурочены к выходам на
поверхность пермских гипсов и доломитов (бассейны Пьяны, Теши и Се-
режи). В бассейнах Сызрани и Тереши развит меловой карст. В север-
ной части возвышенности — широтио вытянутые ложбины стока талых
ледниковых вод, с которыми связаны покрытые сосновыми борами
песчаные массивы.
Орографическим продолжением Приволжской возвышенности яв-
ляются Ергени. Разнородные в структурном отношении Южные и Се-
верные Ергени образуют единую асимметричную возвышенность. За-
падный ее склон, обращенный к Допу, сильно растянут и представляет
собой увалистую равнину, прорезанную балочной сетью бассейнов Сала
и Аксая. Свежие овраги здесь редки. Восточный склон шириной не более
40 км и высотой 70—80 м круто обрывается к Прикаспийской низменно-
сти. Балки и здесь являются основной формой эрозионного рельефа. Рек
в силу климатических условий здесь нет. Овражность восточного склона
небольшая. Днище и склоны ветвящихся древних балок выположены и
задернованы. Для приводораздельной полосы характерен микрорельеф
суффозионного происхождения.
На востоке Русской платформы к югу от Северных Увалов между
Низким Заволжьем и Уралом расположено Высокое Заволжье — еди-
ное орографическое образование, включающее Вятско-Камскую, Бугуль-
минско-Белебеевскую возвышенности, Общий Сырт и Урало-Эмбинское
124
плато. Объединяет их и известная общность геологического строения.
Большая часть возвышенностей Заволжья сложена с поверхности поро-
дами пермской системы преимущественно татарского яруса, реже — ка-
занского и кунгурского. Лишь Общий Сырт и более южные территории
включают породы мезозоя и кайнозоя. Связь с литологией и тектоникой
определяет региональные различия строения рельефа. Общими же его
чертами являются ярусность и значительное эрозионное расчленение.
Ярусы или ступени рельефа, описанные на восточном склоне Приволж-
ской возвышенности, характерны и для западного склона Высокого За-
волжья. Одинаковая высота ярусов и наличие осадков акчагыльского
моря на поверхности нижнего из них (до 180 м) свидетельствуют об од-
новозрастности этих форм. В Высоком Заволжье развита сеть плиоцено-
вых долин, заполненных кинельскими и акчагыльскими отложениями.
За пределами распространения морских акчагыльских отложений ярус-
ность рельефа отсутствует. Здесь развита густая сеть речных долин, ба-
лок и оврагов. Наиболее значительное расчленение наблюдается в пре-
делах локальных поднятий. В районах развития доломитов казанского
яруса речные долины имеют характер глубоких каньонов. В районах
распространения пород татарского яруса с пестрым чередованием пес-
ков, глин, мергелей и известняков — рельеф обретает более мягкие
формы: долины с террасированными, часто оползневыми склонами че-
редуются с равнинными пространствами междуречий. Отложения кун-
гурского яруса отражаются в рельефе чередованием холмов, сложен-
ных конгломератами, и ложбин в пределах распространения мягких
пород.
В местах распространения в Высоком Заволжье пермских пород,
особенно гипсов, возникают карстовые формы рельефа (на поймах рек
и в днищах балок). Наиболее часто они встречаются по берегам Камы,
в бассейнах рек Зая и Демы, в южной части Вятского Увала и Сокско-
Шешминского поднятия. Следы воздействия холодных эпох плейстоце-
на запечатлены в виде морозобойных трещин, криотурбаций, мощных
делювиальных шлейфов. Существенную роль играет и современный кли-
мат, отличающийся резкой континентальностью. На склонах северной
экспозиции долин Камы и Белой снежники сохраняются до середины
нюня. На месте их образуются карообразные впадины и пролювиаль-
ные натеки на склонах.
Особое место среди денудационных возвышенностей занимает Став-
ропольское нсотектоническос поднятие Скифской плиты. В южной, наи-
более поднятой части возвышенности, высоты достигают 800 м, к северу
они снижаются до 200—300 м. Глубоковрезанными широкими долинами
Калауса, Кумы, Егорлыка возвышенность расчленена па отдельные раз-
новысотные плато, плоская поверхность которых покрыта известняками
неогена. Склоны плато расчленены оврагами, промоинами, осложнены
оползнями.
Зона приморских пластовых низменностей. Аккумулятивные мор-
ские равнины развиты по берегам Черного, Азовского и Каспийского
морей. Рельеф, созданный в процессе плиоценовых и плейстоценовых
трансгрессий, подвергся только незначительной скульптурной обработке
в последующий за регрессией континентальный период развития. Вдоль
берега Черного и Азовского морей, включая территорию стенного Кры-
ма и Кубанскую низменность, вытянута Причерноморская низменность.
Плоская поверхность низменности слабо наклонена на юг, к морю в кон-
тинентальной части и на север в пределах Крымского полуострова.
К морю опа обрывается абразионным уступом. Из морских террас чет-
вертичного возраста выражена в рельефе лишь древнеэвксинская. Ос-
125
тальные большей частью скрыты под уровнем моря. Плоскую поверх-
ность низменности расчленяют долины рек, глубина вреза которых
уменьшается вниз по течению, соответственно уменьшается и относи-
тельная высота надпойменных террас. Значительно большим разнообра-
зием отличается рельеф дельт Дуная, Днепра и Кубани. Аккумулятив-
ные формы, созданные протоками, осложнены эоловыми образованиями.
Понижения, оставшиеся от древних русел Днепра, заняты солеными
озерами или солончаками. Широко распространены также плавни —
расширенные участки поймы. Морские побережья осложняют косы, ба-
ры и пересыпи. На водоразделах встречаются поды — широкие плоско-
донные западины глубиной несколько метров и в поперечнике от не-
скольких сотен метров до 10 км. Некоторые из них в первой половине
лета превращаются в озера или заболачиваются. Балки и овраги ред-
ки, распространены лишь в приречных участках на Южном Буге, Днеп-
ре, Ингульце, Иигуле. Прибрежная часть низменности является обла-
стью интенсивного прогибания; ежегодное погружение (по береговым
уровнемерным пунктам) изменяется от —0,8 мм (устье Днепра) до
—5,2 мм (Одесса).
Юго-восточную часть Русской равнины занимает Прикаспийская
низменность, значительная часть поверхности которой лежит ниже уров-
ня мирового океана (до минус 28 м). Низменность соответствует При-
каспийской впадине, выполненной мощной толщей древних и плиоцен-
четвертичных пород. Почти идеально ровную поверхность низменности
осложняют соляные купола, достигающие высоты 149 м в районе озер
Эльтон и Баскунчак. Первичный морской рельеф низменности претерпел
воздействие суффозионных, эрозионных и эоловых процессов. Однотон-
ная плоская поверхность морских равнин нарушается суффозионными
западинами глубиной 0,3—2 м и бугорками-сурчинами высотой до 0,5—
0,7 м. Эрозионные формы имеют вид неглубоких (1—5 м) ложбин, ко-
торые тянутся рядами на десятки километров к Каспийскому морю, но
до него не доходят, заканчиваясь в озерах, сорах или в обширных плос-
ких понижениях-лиманах, вблизи береговой линии позднехвалынекого
моря. Наиболее крупная из ложбин превращена в цепочку Сарпинских
пересыхающих озер. Для южной части низменности (область распрост-
ранения поздпехвалынской и новокаспийской трансгрессий) характерны
эоловые формы рельефа: котловины, бугры, гряды высотой 5—10 м.
Большие массивы перевеянных песков распространены к западу от Вол-
ги и на Волго-Уральском междуречье (Рын-пески). Своеобразные фор-
мы рельефа представляют «бэровские бугры» — однообразно повторяю-
щееся чередование вытянутых кулисообразных гряд и понижений. Наи-
более характерны они для прибрежных участков Волги и Урала, по
встречаются также вдоль всего побережья Каспийского моря. Они вы-
тянуты в широтном направлении на 0,5—8 км. Высота их 10 м, иногда
достигает 20 м, ширина 200—500 м, в редких случаях достигает 1200м.
Понижения между ними заняты морскими заливами-ильменями, озера-
ми и солончаками.
ГЛАВА 5
ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ
УСЛОВИЯ РУССКОЙ платформы
Подземные воды Русской платформы подразделяются на верховод-
ку, грунтовые и артезианские воды. Для решения различных инженер-
ных задач наибольшее значение имеют подземные воды первых двух
126
типов, залегающие неглубоко от поверхности, вызывающие развитие
различных геологических процессов и создающие те или иные трудности
при возведении сооружений. К грунтовым водам относятся подземные
воды с открытой поверхностью, формирующиеся па первом от поверх-
ности водоупоре и существующие в течение всего года, к верховодке —
сходные по условиям формирования подземные воды, но существующие
в течение одного или нескольких сезонов. Поскольку грунтовые воды и
верховодка обладают многими общими особенностями, они рассматри-
ваются совместно. Распределение грунтовых вод и верховодки в преде-
лах Русской платформы, глубина их залегания, особенности формирова-
ния химического состава и агрессивных свойств зависят от геологическо-
го строения, рельефа, климата и подчиняются закону ландшафтно-кли-
матической зональности подобно почвам и растительности. Зональность
грунтовых вод часто называют гидрохимической, хотя этот термин нс
отражает в полной мере существо наблюдающихся закономерностей
(рис. 26).
Зона очень слабоминерализованных гидрокарбонатно-кальциевых
кремнистых вод занимает северо-восточную, наиболее суровую по кли-
матическим условиям часть Русской платформы, где распространены
многолетнемерзлые породы. Здесь преимущественно распространены се-
зонные надмерзлотные воды, приуроченные к различным по составу и
генезису четвертичным отложениям (морским, ледово- и ледниково-мор-
ским, озерным, аллювиальным и др.). Водоупором для них служат мио-
голетпемерзлые породы. Надмерзлотные воды залегают вблизи поверх-
ности и, сливаясь с поверхностными водами, вызывают заболачивание
обширных плоских водораздельных пространств. Подчиненное распрост-
ранение имеют грунтовые воды таликовых участков (преимущественно
в пределах речных долин), формирующиеся на первом от поверхности
глинистом водоупоре.
Для вод этой зоны характерна низкая минерализация (до 0,2, реже
до 0,5 г/л), гидрокарбонатно-кальциевый состав, присутствие органичес-
ких соединений и кремнекислоты, вследствие чего воды обычно харак-
теризуются пониженным значением pH 5,5—6. Местами в прибрежной
зоне в результате приноса ветром соленой морской воды надмерзлот-
ные воды приобретают повышенное содержание натрия. В связи с не-
значительной минерализацией, низким pH и высоким содержанием сво-
бодной углекислоты воды обладают резко выраженной агрессивностью
по отношению к бетону на портландцементе и некоторых других видах
цемента.
Зона слабоминерализованных гидрокарбонатно-кальциевых вод ох-
ватывает западную часть тундровой зоны (Кольский полуостров) всю
лесную, лесостепную и часть степной зоны. В северной и центральных
частях зоны в пределах аккумулятивных равнин, занимающих большую
часть территории, грунтовые воды приурочены главным образом к обра-
зованиям ледникового комплекса — основной и конечной моренам, флю-
виогляциальным и озерно-ледниковым отложениям, в пределах денуда-
ционных равнин — к верхней выветрелой н трещиноватой зоне дочет-
вертичпых отложений различного возраста и состава. Повсеместно
распространены также грунтовые воды аллювиальных, озерных, а в се-
верной части зоны — болотных отложений.
Отложения основной морены в пределах Балтийского щита
представлены в основном грубообломочными валунно-халечно-песчаны-
ми отложениями и содержат обильные грунтовые вольт весьма низкой
минерализации. К югу грубые осадки сменяются валунными супесями
и суглинками, и грунтовые воды заключены в прослоях и линзах пес-
127
Рис. 26. Схема гидрохимической зональности, агрессивности и глубин залегания
грунтовых вод Русской платформы (по данным А. В. Журавлева).
Гидрохимические зоны грунтовых вод: 1 — гидрокарбонатно-кремнеземных; 2 — гидро-
карбонатио-кальциевых; 3 — сульфатных и сульфатно-хлоридных; 4 — хлоридных;
5 — граница гидрохимических зон. Агрессивность грунтовых вод: 6 — общекислот-
ная; 7 — выщелачивающая; 8 — сульфатная. Вероятность проявления агрессивных
свойств грунтовых вод: 9 — воды преимущественно агрессивные; 10 — развитие аг-
рессивных и неагрессивных вод равновероятно; 11 — воды преимущественно неаг-
рессивные. Площади развития грунтовых вод в отложениях- 12 — аллювиальных,
озерно-аллювиальных и флювиогляциальных; 13 — ледниковых; 14 — эоловых; 15—
лессовых и лессовидных суглинках; 16 — четвертичных морских; 17 — дочетвертичных;
18 — площади преимущественного развития верховодки. Преобладающая глубина
залегания грунтовых вод: 19 — до 5 м; 20 — до 10 м; 21 — до 20 м; 22 — свыше
20 м; 23—границы различных глубин залегания грунтовых вод; 24 — граница
региона
ков, находящихся в толще морены. В связи с затрудненным водообме-
ном минерализация вод здесь более высокая (до 0,5—0,8 г/л). Глубина
залегания весьма непостоянна—от первых метров до 20—30 м. Встре-
чаются участки, где грунтовые воды отсутствуют. Повсеместно обвод-
нены также флювиогляциальные отложения, слагающие краевые
п долинные зандры и озовыс гряды, представленные в основном песка-
ми различной крупности. Особенно широко они распространены в пре-
делах полесий (Припятского, Мещерского, Днепровского и др.). В свя-
зи со слабой расчлененностью рельефа и затрудненным дренажем грун-
товые воды зандровых равнин залегают на небольшой глубине от по-
верхности (1—5 м) и нередко вызывают заболачивание широких плос-
ких водоразделов и поверхностей высоких аккумулятивных террас.
Минерализация грунтовых вод флювиогляциальных отложений невысо-
кая (до 0,5—0,6 г/л).
Грунтовые воды приурочены также к озерно-ледпиковым от-
ложениям, представленным преимущественно ленточными глинами. Эти
отложения слагают в рельефе плоские, почти нерасчлененные низмен-
ные равнины и обычно обводнены почти с самой поверхности. При уст-
ройстве котлованов в толще ленточных глин грунтовые воды способст-
вуют образованию оползней, оплывин, выпоров дна котлованов, мерзлот-
ным деформациям и развитию некоторых других неблагоприятных для
строительства процессов. В связи с низкой водоотдачей ленточные гли-
ны трудно поддаются осушению.
Потоки грунтовых вод формируются также в толщах аллювиаль-
ных и флювиогляциальных отложений, выполняющих реч-
ные долины, которые являются главными путями стока поверхностных
и грунтовых вод с окружающих аккумулятивных и денудационных рав-
нин. Воды залегают неглубоко (0—3 м) и часто вызывают заболачива-
ние поверхности речных террас.
Здесь распространены также воды озерных, морских (в полосе
побережья) и болотных (в северной части зоны) отложений.
В пределах возвышенных денудационных равнин, где четвертичные
отложения распространены спорадически и маломощны, грунтовые во-
ды приурочены также к верхней выветрелой и трещиноватой зоне ко-
ренных пород. Здесь развиты трещинные и пластово-трещинные волы
(Балтийский щит, Тиман), а в пределах распространения отложений
карбонатной формации — карстовые и трещинно-карстовые воды (Си-
лурийское и Белозерские плато).
За пределами развития ледниковых отложений грунтовые воды раз-
виты преимущественно в лессах и лессовидных суглинках,
а также в различных по составу и возрасту дочетвертичных отложени-
ях. В лессовых толщах постоянный горизонт грунтовых вод приурочен к
•основанию разреза и формируется на водоупорном ложе из красно-бу-
рых глин. Глубина залегания грунтовых вод в лессах и лессовидных
суглинках колеблется от нескольких метров до 20—30 м, водообилыюсть
незначительная.
Грунтовые воды дочетвертичных отложений широко развиты в пре-
делах Волыпо-Подольской, Среднерусской, Приволжской возвышенно-
стей Высокого Заволжья и других крупных положительных морфострук-
тур, где четвертичные отложения отсутствуют или представлены мало-
мощным элюво-делювием. Рельеф этих территорий характеризуется зна-
чительной расчлененностью современной речной и овражно-балочной
сетью, что обусловливает большие глубины залеганию грунтовых вод
<до 20 м), а в пределах Волыно-Подольской возвышенности, Уфимско-
го плато и Высокого Заволжья — свыше 20 м. Минерализация грунто-
129
вых вод в этой зоне колеблется от 0,1—0,5 г/л на севере до 1 г/л на юге,,
в климатической зоне неустойчивого увлажнения. Химический состав и
минерализация грунтовых вод коренных отложений отличается большим
разнообразием, чем вод четвертичных отложений, и зависит в значи-
тельной степени от литологического состава водовмещающих пород, ус-
ловий питания и разгрузки. В карбонатных отложениях в пределах Си-
лурийского и Белозерского плато развиты пресные, низкой минерализа-
ции (0,2—0,5 г/л) воды. Азональные по величине минерализации и хи-
мическому составу воды развиты в гипсоносных пермских отложениях
востока Русской платформы — здесь встречаются сульфатио-кальцие-
вые воды с минерализацией до 3 г/л. Затрудненные условия циркуля-
ции грунтовых вод в глинистых и песчано-глииистых юрских и триасо-
вых отложениях приводят к формированию в них вод с минерализаци-
ей до 0,7 г/л. Минерализация грунтовых вод неогеновых, меловых и
более древпнх отложений в южной части зоны непостоянна и может
превышать 1 г/л на участках развития пород, обогащенных гипсом.
Зона грунтовых вод повышенной минерализации сульфатного и хло-
ридно-сульфатного состава приурочена к южной части Русской равни-
ны, где испарение резко преобладает над осадками. Из-за сухости кли-
мата и недостатка влаги легкорастворимые соли не выносятся в реки,
а насыщают грунты и грунтовые воды. Минерализация вод колеблется-
от 1 до 10 г/л.
Грунтовые воды в лессах и лессовидных суглинках развиты
почти на всей площади распространения этих отложений. Глубина за-
легания грунтовых вод обычно колеблется в пределах 10 м, но иногда^
достигает и 15—20 м. Из-за засоленности лессов и лессовидных суглин-
ков сульфатами, реже хлоридами кальция, магния и натрия, воды име-
ют сульфатный, сульфатно-хлоридный и реже хлоридный состав. В об-
щей схеме здесь четко проявляется закономерность распределения прес-
ных и соленых вод в зависимости от строения рельефа и протяженности
путей фильтрации атмосферных осадков. Наименее минерализованные
воды (до 3 г/л) приурочены к верховьям балок, лощинам и другим по-
нижениям, где суглинки и лессы более промыты. Здесь местами встре-
чаются и пресные гидрокарбонатные кальциевые воды. Наиболее мине-
рализованные воды развиты на ровных слабодренированных водораз-
дельных участках. Здесь минерализация грунтовых вод местами дости-
гает 30—35 г/л.
Груптовые воды области развития дочетвертичных отложе-
ний залегают на больших глубинах от дневной поверхности (до 20 м н
выше), что связано со значительной расчлененностью рельефа. Мине-
рализация грунтовых вод обычно превышает 3 г/л.
Воды аллювиальных отложений широко распространены
в долинах Днепра, Допа, Кубани и их притоков. Глубина залегания
вод обычно не превышает 5—10 м. Воды аллювиальных отложений всег-
да относительно менее минерализованы, чем грунтовые воды лессов и
дочетвертичных отложений. Здесь развиты пресные воды и воды повы-
шенной минерализации (до 3 г/л), однако приток силыгоминерализован-
пых вод из коренных отложений, слагающих борта долин рек, местами1
вызывает значительное повышение минерализации вод аллювиальных
отложений. Так, в низовьях Дона развиты воды с минерализацией до-
6 г/л.
Зона преимущественного распространения сильноминерализованных:
хлоридных вод занимает южную часть Причерноморской низменности*
северную часть степного Крыма и Прикаспийскую низменность. В пре-
делах Причерноморской низменности и степного Крыма грунтовые воды
130
развиты в лессах и лессовидных суглинках н дочетвертичных отложени-
ях. Глубина залегания грунтовых вод здесь определяется расчлененно-
стью рельефа и колеблется от первых метров до 10 20 м. Минерализа-
ция грунтовых вод лессов и лессовидных суглинков довольно пестрая
ют 3 до 25 г/л. Сильное засоление грунтовых вод лессов и лессовидных
суглинков обусловлено в основном слабым дренированием местности
(район Сиваша), неглубоким залеганием зеркала грунтовых вод и свя-
занным с этим интенсивным испарением. Засоленность вод в лессовых
отложениях в приморской зоне объясняется также влиянием моря, с
поверхности которого ветер приносит месте с влагой большое количе-
ство солей. Силыюзасоленпыс (до 25 г/л) грунтовые воды современных
морских отложений развиты по побережьям Черного и Азовского мо-
рей. В верхней части горизонта соленых вод благодаря атмосферным
юсадкам и конденсации водяных паров часто образуется тонкий (0,2—
*0,5 м) слой пресной воды — верховодка. В дочетвертичных (неогено-
вых) отложениях развиты преимущественно соленые хлоридные воды
•с минерализацией до 10 г/л.
В Прикаспийской низменности грунтовые воды приурочены к древ-
ним морским отложениям, эоловым образованиям и аллювиальным от-
ложениям Волги, Урала и других более мелких рек. Равнинный харак-
тер поверхности Прикаспийской низменности способствует слабому дре-
нированию этой территории и, как следствие, неглубокому залеганию
грунтовых вод. В морских отложениях глубина залегания вод не превы-
шает 5—10 м, несколько увеличиваясь вблизи долины Волги. В эоловых
отложениях грунтовые воды залегают па глубине от первых метров до
20—30 м, ио обычно не глубже 10 м. Воды аллювиальных отложений
залегают иа глубине до 5 м. Для грунтовых вод Прикаспийской низ-
менности характерны большие колебания химического состава во вре-
мени. Весной, в период снеготаяния и половодья здесь па больших пло-
щадях распространены пресные и слабоминерализованиые грунтовые
.воды, в середине лета и весь остальной период года пресные
воды встречающиеся лишь на отдельных участках в виде линз, на осталь-
ной же части низменности развиты высокоминерализовапные воды хло-
рндио-сульфатного и хлоридного состава с минерализацией до 200 г/л.
Воды с такой высокой минерализацией развиты па педренированных
участках, где грунтовый сток отсутствует, а расходная часть водного
баланса представлена только испарением, что ведет к накоплению со-
лей в грунтовых водах.
Воды аллювиальных отложений Волги пресные, гидрокарбонатные,
« химическом отношении являются для хлоридной зоны аномальными.
Воды долины Урала и других более мелких рек этой зоны имеют не-
постоянную минерализацию (до 3 г/л) и весьма изменчивый состав —
от гидрокарбонатного до хлоридно-сульфатного.
Режим грунтовых вод Русской платформы тесно связан с условия-
ми их питания и разгрузки, которые в свою очередь определяются раз-
личными гидрометеорологическими, геологическими факторами, строе-
нием рельефа, характером растительного покрова и другими причина-
ми. Питание грунтовых вод происходит в пределах всей площади их рас-
пространения в основном за счет инфильтрации атмосферных осадков.
Подчиненную роль играет перетекание вод из отложений, залегающих
гипсометрически выше, и питание напорными водами нижележащих во-
доносных горизонтов. Последнее имеет место главным образом в реч-
ных долинах. Грунтовые воды аллювиальных отложений пойменных тер-
рас в весеннее время питаются паводковыми водами. Разгрузка грунто-
вых вод происходит в долины рек, балки, овраги либо непосредственно
131
в русла водотоков, либо в виде родников и мочажин на склонах. В пре-
делах междуречных пространств грунтовые воды частично перетекают в;
отложения, залегающие гипсометрически ниже. На площадях неглубоко-
го залегания грунтовых вод значительная их часть летом расходуется
на испарение и транспирацию растениями.
На режим грунтовых вод также влияют режим атмосферных осад-
ков, температура'воздуха и в меныпей степени режим поверхностных
вод. Атмосферные осадки определяют основную приходную часть балан-
са грунтовых вод, а температура воздуха — величину испарения. Влия-
ние температуры воздуха па уровенный режим грунтовых вод отчетливо-
проявляется только при неглубоком (до 3—5 м) их залегании, когда
процессы испарения как в зоне азрации, так и из водоносного горизонта
играют существенную роль в его балансе. Из геологических факторов
на режим грунтовых вод основное влияние оказывают литологический
состав, мощность, свойства грунтов зоны аэрации, а также наличие или
отсутствие мерзлого слоя в их основании. По преобладающему влиянию
того или иного фактора выделяют следующие виды режима грунтовых
вод Русской платформы: междуречный, склоновый, террасовый и при-
речный (Кононлянцев и др., 1963). В годовом ходе уровней грунтовых
вод наблюдаются два максимума (паводковых) и два минимума (ме-
женных). Положение территории в той или иной климатической зоне-
обусловливает разновременность наступления максимальных и мини-
мальных уровней грунтовых вод, и в целом они смещаются по времени
в направлении с юга на север. Размеры многолетних колебаний уровней
грунтовых вод в различных гидрогеологических условиях весьма разно-
образны. В песчано-суглинистых отложениях при залегании грунтовых
вод от 0,5 до 10 м многолетние амплитуды изменяются от 0,6 до 6 м, в-
среднем 1,5—2 м (Ковалевский, 1973). Небольшие амплитуды наблю-
даются в водоносных толщах, сложенных песками и гравийно-галечными
отложениями, в за карстованных и трещиноватых породах. В суглинис-
тых отложениях, характеризующихся низкой эффективной пористостью
(малой водоотдачей), амплитуда колебания наибольшая. Многолетние
амплитуды колебаний уровней грунтовых вод на водораздельных прост-
ранствах, при прочих равных условиях, обычно превосходят таковые в
долинах рек (исключая приречный тип режима). Соотношение сезон-
ных, годовых и многолетних среднегодовых амплитуд колебаний уров-
ней грунтовых вод меняется в зависимости от мощности зоны аэрации.
При малых глубинах залегания грунтовых вод годовая амплитуда час-
то в 1,5—2 раза больше многолетней, при больших же глубинах зале-
гания это соотношение меняется на обратное.
Режим химического состава грунтовых вод тесно связан с режимом
их уровня. В областях с сезонным промерзанием почв и грунтов при из-
быточном увлажнении максимальная минерализация грунтовых вод на-
блюдается в периоды их минимального стояния, а минимальная — в пе-
риоды наиболее высокого стояния. Наибольшее изменение химического
состава вод характерно для верхней части водоносной толщи (верхние
3—4 м), ниже минерализация изменяется мало, а химический состав
остается практически постоянным. Изменения минерализации вод про-
исходят преимущественно в результате изменения содержания гидро-
карбонатов кальция и магния. Грунтовые воды областей с недостаточ-
ным увлажнением характеризуются более значительными колебаниями
химического состава в годовом цикле. Эти колебания связаны с соста-
вом обычно засоленных пород и условиями дренажа. Характерным при-
мером является в этом отношении Прикаспийская низменность. Весной
в период снеготаяния и половодья здесь преимущественно распростра-
132
мены лресные и слабоминерализованные воды, к середине же лета н
весь остальной период года пресные воды сохраняются только на от-
дельных пониженных участках в виде линз различной величины.
Агрессивность грунтовых вод, т. о. способность разрушать различ-
ные строительные материалы, определяется их химическим и газовым
составом и связана с условиями их формирования. Углекислая агрессив-
ность грунтовых вод, определяющаяся наличием в воде свободной угле-
кислоты, наблюдается главным образом в I и в меиыпей степени во
II зоне. Выщелачивающей агрессивностью обладают пизкомипсрали-
зованиые гидрокарбонатиые кальциевые воды преимущественно I,
II и в меныпей степени III зон. В гидрокарбоиатиых водах наблюдает-
ся, как правило, прямая зависимость между концентрацией в водах гид-
рокарбонат-иона н величиной общей минерализации воды. При норме
выщелачивающей агрессивности 2 мг-экв/л гидрокарбоиат-иопа этим
видом агрессивности обладают воды с минерализацией до 0,15—0,2 г/л.
В водах повышенной минерализации, где существенная роль принадле-
жит сульфатам и хлоридам, критическая концентрация гидрокарбонатов
'возрастает до 0,35 г/л. В связи с этим агрессивные воды в I и II зонах
чаще наблюдаются в толщах песчаных отложений в пределах зандро-
вых равнин илн в долинах рек, чем на водоразделах, сложенных море-
ной и покровными суглинками.
Статистическая обработка химических анализов грунтовых вод
зандровых полей и аллювиальных отложений речных долин с преобла-
дающей минерализацией 0,05—0,35 г/л показала, что этим видом агрес-
сивности обладают воды в 40—60% случаев. Воды моренных и межмо-
ренных отложений, характеризующиеся в целом более высокой мине-
рализацией, выщелачивающей агрессивностью практически ие
обладают. В южном направлении по мере увеличения минерализации
воды вероятность проявления агрессивности грунтовых вод уменьшается.
Общекислогный вид агрессивности обусловлен низким значением
pH, из-за чего усиливается растворение карбоната кальция. Источника-
ми водород-иоиа здесь являются гумусовые кислоты, характерные для
болотных вод, и гидролиз солей тяжелых металлов в зонах окисления
сульфидов. Общекислотиой агрессивностью обладают воды I гидрохи-
мической зоны и воды болотных отложений, широко распространенные
в пределах II зоны. Воды зандровых, аллювиальных, ледниковых и меж-
ледниковых (межморенпых) отложений, характеризующиеся высокой
pH 6,5—7,5, в подавляющем большинстве случаев этим видом агрессив-
ности не обладают.
Сульфатной агрессцвпостью обладают воды, в которых концентра-
ция сульфат-иона достигает значений, превышающих установленные
пределы, зависящие от типа цемента, конструкции сооружения, водопро-
ницаемости грунта и концентрации в водах иона хлора. В зависимости
от этих условий пределы концентрации сульфат-иона, выше которой во-
ды проявляют сульфатную агрессивность по отношению к обычным це-
ментам, колеблется от 250 до 1250 мг/л. Такая концентрация сульфатов
наблюдается в водах повышенной минерализации. В соответствии с
этим в I и II гидрохимических зонах сульфатной агрессивностью обла-
дают воды, содержащиеся в палеозойских отложениях, или выходящие
на поверхность в местах разгрузки. Это азональные по сульфатной аг-
рессивности воды. В пределах гидрохимической зоны сульфатных и хло-
ридно-сульфатных вод сульфатная агрессивность проявляется практиче-
ски повсеместно.
Магнезиальной агрессивностью грунтовые воды Русской платформы
не обладают, поскольку концентрация магния даже в соленых водах
хлоридной зоны не достигает критических значений (свыше 1000 мг/л).
133
ГЛАВА 6
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
Эрозионноаккумулятивные процессы1. На территории Русской рав-
нины развиты все. основные виды эрозии: эрозия почв, оврагообразова-
ние и процессы, связанные с деятельностью постоянных водотоков
(ручьев и рек).
Эрозия почв — плоскостной или площадной смыв вызывается
струйками воды, образующимися при дождях и снеготаянии. Соответст-
венно и развитие этого процесса зависит от интенсивности дождей и сне-
готаяния, а также от строения рельефа, свойств почв и характера рас-
тительного покрова. Относительная роль дождей и снеготаяния в разви-
тии почвенной эрозии в полной мере еще не выявлена. Интенсивные
ливни могут вызвать катастрофический смыв почвы па значительной
площади за небольшой отрезок времени, но они сравнительно редки и
непродолжительны. Формирование поверхностного стока при снеготая-
нии протекает менее интенсивно, чем при ливневых дождях, но растяги-
вается на значительно больший срок. Кроме того, в период снеготаяния
промерзшие почвы почти не допускают инфильтрации, и вся вода вовле-
кается в поверхностный сток. Оттаявший же и насыщенный водой по-
верхностный слой почвы особенно легко подвергается размыву. Все это
приводит к тому, что воздействие обоих агентов — дождевых и талых
вод на почвенную эрозию — оказывается соизмеримым. В результате
почвенная эрозия проявляется достаточно интенсивно как в северных
районах Русской равнины, где накапливается значительное количество
снега, так и в южных, где сравнительно часто повторяются ливни.
Большое влияние на развитие эрозии почв оказывает строение, в
первую очередь крутизна, и в меньшей мере длина склонов, определяю-
щие скорость и живую силу формирующихся водных потоков. Почвен-
ная эрозия развивается относительно более интенсивно на возвышенно-
стях и менее интенсивно на низменностях. На развитие почвенной эро-
зии строение рельефа оказывает также и косвенное влияние, воздейст-
вуя на микроклимат, распределение зимних осадков, характер почвен-
ного и растительного покрова.
•Интенсивность эрозии зависит во многом от свойств самого почвен-
ного покрова, его механического и минералогического состава, содержа-
ния гумуса, засоленности, карбонатности и многих других характерис-
тик. Почвы легкого механического состава (песчаные и супесчаные),
характеризующиеся непрочной структурой и слабой связностью, наибо-
лее легко смываются водой. Однако значительная часть осадков, выпа-
дающих на такие почвы, инфильтруется в их толщу и не участвует в
размыве. Почвы более тяжелого состава благодаря присущей им связ-
ности лучше сопротивляются эрозии. Но, с другой стороны, большая
часть осадков расходуется здесь уже ие иа инфильтрацию, а вовлекает-
ся в поверхностный сток. В результате суглинистые и глинистые почвы,
при прочих равных условиях, относительно чаще и сильнее подвергают-
ся эрозии, чем песчаные. Эрозионные свойства почв зависят также от
их генетического типа. Наиболее высокой противоэрозиониой устойчи-
востью характеризуются черноземы, благодаря высокому содержанию
|умуса и наличию обменного кальция и магния обладающие наиболее
водопрочной структурой. Кроме того, черноземы характеризуются высо-
1 Кроме авторов, указанных в оглавлении, в составлении настоящего раздела
принимали участие К. М. Беркович, Е. Ф. Зорина, 3. П. Кирюхина, Г. С. Константинова,
Б. П. Любимов.
134
кой водопроницаемостью, что снижает интенсивность поверхностного
стока. Каштановые и серые лесные почвы имеют более низкую противо-
эрозионную устойчивость. Наиболее же легко поддаются смыву подзо-
листые почвы, почвы пустынного и полупустынного ряда (бурые, серо-
бурые) и солончаки. Существенное влияние па эрозию оказывает расти-
тельный покров, замедляющий поверхностный сток, предохраняющий
почву от размыва и увеличивающий ес водопроницаемость. Эрозию почв
нередко существенно ускоряет хозяйственное использование земельна
склонах, причем количество продуктов смыва иногда возрастает на не-
сколько порядков. Основными причинами активизации эрозии является
снижение фильтрационной способности почвы и увеличение коэффици-
ента склонового стока, вызываемое распылением структуры почвы и уп-
лотнением ее верхнего горизонта при неумеренном выпасе скота, нару-
шением связности частиц при обработке. Особенно бурно развивается
плоскостная эрозия на склонах, где удален почвенно-растительный по-
кров в связи с подготовкой территории под строительство, устройство
карьеров и др. Усиленная эрозия наблюдается при крутизне склонов
свыше 3—5° и особенно интенсивна при крутизне свыше 12—15°.
В настоящее время для борьбы с эрозией почв на территории Рус-
ской равнины применяется широкий комплекс мероприятий: организа-
ционно-хозяйственные, агромелиоративные, лесомелиоративные и гид-
ротехнические.
Оврагообразование — образование линейных форм размыва
различных по глубине, форме, протяженности — связано с деятельно-
стью водных потоков, формирующихся при сильных дождях и снего-
таянии. /Максимальные модули паводкового ливневого стока во всех
природных зонах Русской равнины выше, чем снегового, но продолжи-
тельность дождевых паводков значительно ниже. Поэтому влияние этих
двух факторов иа оврагообразование, по-видимому, соизмеримо.
Большое влияние па оврагообразование оказывает рельеф. При
прочих равных условиях, расчлененность плоских или пологоволнистых
равнинных пространств всегда ниже, чем холмистых. Большую роль
играют также свойства пород, определяющие их эрозионную устойчи-
вость. Степень размываемости пород можно оценить величиной допус-
каемой неразмывающей скорости потока—ДНС.Чем она выше, тем, сле-
довательно, менее подвержена размыву соответствующая порода. ДНС
определены экспериментально практически для всех литологических раз-
ностей пород н широко используются при расчетах гидротехнических
сооружений, мелиоративных комплексов, дренажных и сточных систем
и др. (Нормы Главтранспроекта, 1952; Мирцхулава, 1970 и др.).
Показатели ДНС для характерных литологических комплексов покров-
ных горных пород важны и для сравнительной площадной оценки круп-
ных провинций и районов. Среди наиболее часто встречающихся на тер-
ритории Русской равнины поверхностных пород, подвергающихся смы-
ву и размыву, можно выделить следующие три группы существенно от-
личающиеся по величине этого показателя:
1.	Комплекс рыхлых померзлых, преимущественно четвертичных от-
ложений с ДНС от 0,3 до 2 м/с: у песков — 0,3—0,55; у лессов, супе-
сей— 0,65—0,75; у суглинков безвалунных — 0,55—1; у суглинков ва-
лунных тяжелых—1,3—1,5; у глин плотных—1—1,6; у щебнистых грун-
тов и галечников — 1,5—2.
II.	Комплекс немерзлых полускальных и сцементированных мерз-
лотою пород с ДНС от 2 до 6 м/с: у осадочных пород типа мергелей
сланцев — 2,1—3,1; у известняков — 2,5—4,5; у песчаников - 3,7 —
5,5; у мерзлых сцементированных пород 5—6.
135
III.	Комплекс скальных кристаллических пород с ДНС более 16 м/с:
у весьма твердых, монолитных кристаллических пород — 16—26 м/с.
В условиях равнины, где скорости течения рек небольшие, темпы дену-
дации этих пород зависят в основном от интенсивности выветривания,
которое может подготовить возможность их размыва.
На характеристики размываемости пород существенно влияет так-
же их физическое состояние — талое или мерзлое и степень их водо-
насыщепия. Мерзлое состояние значительно повышает устойчивость по-
род к размыву. Так, любая порода комплекса 1 с ДНС от 0,3 до 2 м/с
в мерзлом состоянии переходит в комплекс II с ДНС 5—6 м/с. Однако
при значительном льдонасыщении ДНС мерзлых пород может резко
снижаться и они могут разрушаться при малых объемах стока и неболь-
ших скоростях потока.
На территории Русской равнины выделяются несколько крупных
региональных поясов, характеризующихся различными значениями
ДНС.
1.	Пояс вечномерзлых пород разного литологического состава (су-
песей, суглинков и песков) па севере Печорской низменности с ДНС
5—6 м/с.
2.	Пояс преимущественного развития грубообломочных песчано-
гравийно-галечных ледниковых отложений с ДНС 1,5—2 м/с, подсти-
лающихся кристаллическими породами с ДНС 16-25 м/с. Этот пояс от-
вечает геоморфологической зоне возвышенных денудационных равнин.
3.	Пояс распространения валунных суглинков основной морены с
ДНС J—1,3 .м/с территориально отвечает геоморфологической зоне хол-
мистых и плоских ледниковых равпип. В некоторых местах (Силурий-
ское плато, Тимапский кряж, Валдайская возвышенность) валунные су-
глинки в пределах глубины эрозионных врезов подстилаются скальны-
ми и полускальными породами, относящимися к комплексам И и III.
4.	Пояс развития песчаных отложений с ДНС 0,3 -0,55 м/с терри-
ториально отвечает геоморфологической зоне водно-ледниковых и аллю-
виальных равнин (полесий).
5.	Пояс развития лессовых пород с ДНС 0,65—0,75 м/с, залегающих
в пределах крупных положительных морфоструктур (Украинская возвы-
шенность, Донбасс) на полускальных и скальных породах с ДНС 2—
6 м/с территориально отвечает геоморфологической зоне пластовых и
пластово-цокольных равнип.
Почвепио-растительный покров оказывает на оврагообразоваиие в
основном косвенное влияние, воздействуя на характер поверхностного
стока — степень его равномерности и модуль. Прямого же воздействия
на линейную эрозию он пе оказывает, так как корневая система деревь-
ев распространяется всего на глубину 1—2 м и не в состоянии воспре-
пятствовать глубинной эрозии. Даже если посадка деревьев и кустар-
ников производится па дне оврага, то без применения других мер (по
регулированию стока или закрепления днища оврага гидротехническими
сооружениями) влияние одной растительности часто оказывается недо-
статочно для предотвращения дальнейшего роста его вершины и про-
должения глубинной эрозии.
Густота оврагов достигает максимального значения в степной и ле-
состепной зонах, уменьшаясь как па севере в тундре, так и на юге в
полупустынях и пустынях (рнс. 27).
Главным фактором активного оврагообразовапия является неуме-
лое хозяйственное использование территорий. Уничтожение леса, умень-
шение водопроницаемости почв в результате потери их структуры при
обработке или неумеренном выпасе скота — все это настолько резко
136
меняет гидрологический режим малых водосборов в сторону увеличе-
ния поверхностного стока и повышения его неравномерности, что значи-
тельно повышает вероятность образования оврагов. Кроме этого, раз-
Рис. 27. Схематическая карта густоты овражного расчленения Русской равнины
(составили Б. Ф. Косов, Г. С. Константинова, М. Н. Губанов).
Густота овражной сети (ки/ки*): 1—0,01; 2 — 0,01—0,1; 3 — 0,1—0,2; 4 —
0,2-0,4; Б —0,4—0,6; 6 —0,0—0,8; 7 — 0.9; 8 —горы
витию оврагов способствует также неправильное трассирование и строи-
тельство дорог, сброс бытовых, ирригационных и промышленных стоков.
Скорость роста оврагов составляет в среднем 1—3 м в год, заметно
изменяясь в зависимости от геолого-геоморфологических условий, колн-
137
чества осадков, интенсивности- ливней, и дружности снеготаяния. В об-
щем скорость растет с увеличением площади водосбора и наличия уже
имеющихся ложбин стока. Поэтому донные овраги растут быстрее скло-
новых. Наличие глубокого местного базиса эрозии увеличивает вероят-
ность образования оврагов, а также возможную глубину и скорость их
врезания. Большое влияние на скорость оврагообразования оказывает
также характер покровных пород. Чем ниже величина неразмывающей
скорости покровных пород, тем быстрее развивается овраг.
Рис. 28. Оврагообразованис в песчано-глинистых породах Дунай-Днестров-
ского междуречья
На крутых склонах оврагов .развиваются мелкие оползни, оплыви-
ны, обвалы и осыпи грунта, способствующие расширению оврага и вы-
полаживанию его склонов (рис. 28, 29). ВыполоЗкенные склоны зарас-
тают и в конечном итоге преобразуются в балки. Продолжительность
такого преобразования зависит от климатических условий. При доста-
точном и избыточном увлажнении в условиях умеренного климата цент-
ральных и северных районов Русской равнины овраг может превратить-
ся в балку в течение нескольких десятилетий. В сухом климате юга и
юго-востока равнины продолжительность этого процесса значительно
возрастает. Так, довольно частая встречаемость оврагов в условиях по-
лупустынь и пустынь Прикаспия в значительной мере объясняется тем,
что в сухом климате овраг становится устойчивым элементом ланд-
шафта.
На землях, пораженных линейной эрозией, в комплексе противоэро-
зионных мероприятий, применяемых в условиях Русской равнины, боль-
шое внимание уделяется засыпке промоин и мелких оврагов, выпола-
живанию откосов более крупных оврагов и сельскохозяйственному ос-
воению этих земель под посевы многолетних трав или под закладку
садов и виноградников. На овражных землях, которые не могут быть
использованы под сельскохозяйственные культуры, обычно производят-
ся посадки леса. В ряде случаев перечисленные мероприятия являются
138
недостаточными для прекращения роста оврагов в глубину и длину,
вследствие чего приходится прибегать к устройству гидротехнических
сооружений — плотин, лотков, водоотводных канав и др.
Русловые процессы и размыв берегов рек. Рус-
ская равнина характеризуется одной важной особенностью строения
рельефа, оказывающей существенное влияние на развитие эрозионных
процессов. Главный водораздел между бассейнами рек, текущих на се-
Рис. 29. Сочетание эрозии й оползневых процессов: оплывины на
склонах оврагов в лессах Дунай-Днестровского междуречья
вер- (Печора, Сев. Двина), и больших рек, текущих на Юг (Днбпр, Вол-
га), расположен так, что верховья тех и других находятся в лесной зоне,
где количество осадков и слой стока максимальные. Таким образом, сток
из лесной; зоны отправляется транзитом в южном направлении через
степи и~ полупустыни, а в-северном,—через лесотундру. По-видимому,
с этим связано, что густота сети- больших рек практически одинакова
во всех природных зонах, а малых рек существенно различна (табл. 16).
Наиболее интенсивное развитие процессов речной эрозии приходит-
ся на Русской равнине на период весеннего половодья. Следует, однако,
заметить, что роль весеннего половодья в известной мере зависит от
Т аблица 16
Густота русловой сети в различных природных зонах Русской равнины
в зависимости от длины рек (по Р. А. Нежиховскому)
Зоны	Густота речной сети, км/км*			
	длина рек, км			по всей сети
	менее 10	10—100	более 100	
Тундра 			0,35	0,10	0,06	0,51
Лес			0,40	0,10	0,06	0,56
Лесостепь		0,25	, 0,07	0,06	0,38
Степь и полупустыня 		0,12	0,05	0,06	0,24
133
размера реки. Площадь водосбора, с превышением которой снеговое
половодье больше дождевого паводка, составляет: в лесной зоне 10—
20 км2, в лесостепи 100 км2, в степи до 1000 км2. Важными факторами,
влияющими на интенсивность эрозии в реках, являются весенний запас
воды в снеге и дружность снеготаяния. Среднегодовые значения весен-
него запаса воды в снеге составляют в пределах лесной зоны 85—
135 мм, лесостепной 45—85 мм, степной 25—45 мм, снижаясь местами
до 16—20 мм. Однако эрозионная и транспортная способность рек к
югу от лесной зоны убывает в меньшей степени, чем запас воды в сне-
ге, так как в этом же направлении повышается дружность половодья и
неравномерность стока. Имеющиеся ряды точных наблюдений по свя-
зям уровней и расходов воды на реках Русской равнины недостаточно
продолжительны, чтобы выявить тенденции и интенсивность процессов
глубинной эрозии и аккумуляции, определяющие направленность и тем-
пы изменений продольных профилей рек. Более достоверное суждение
можно получить в отношении интенсивности русловых деформаций, про-
являющихся в изменении русла в плане (переформировании меандр,
островов, мелей) и размыва берегов Интенсивность деформаций русла
такого рода зависит от степени противоэрозионной устойчивости пород,
слагающих борта долины и русло реки, от степени зарегулированности
стока, концентрации наносов в речном потоке, местных особенностей ле-
дового режима и др.
Геолого-геоморфологические факторы оказывают настолько сущест-
венное влияние, на развитие русловых деформаций, что на территории
Русской равнины довольно отчетливо выделяются две группы районов:
районы с ограниченным развитием русловых деформаций в речных до-
линах и районы со свободным развитием русловых деформаций. Весьма
низкая интенсивность развития деформаций речного русла, эффект ко-
торых сказывается лишь в геологическом масштабе времени, характер-
на для областей распространения прочных, хорошо противостоящих
размыву горных пород. К таким районам относятся выступы допалео-
зойского фундамента — Балтийский щит, Украинский кристаллический
массив и другие крупные положительные геологические структуры (сво-
ды, валы и др.), где в бортах долин обнажаются прочные, скальные и
полускальные породы. Характерным примером могут служить реки
Кольского полуострова и Карелии, протекающие в районах развития
кристаллических пород, весьма устойчивых к размыву. Типичные акку-
мулятивные формы руслового рельефа здесь отсутствуют, уступая место
скульптурным формам — скальным грядам, водопадам, порогам. Дно
рек выстлано грубым аллювием, залегающим тонким слоем на скаль-
пом основании. В районе развития крупных положительных морфострук-
тур типичной формой русла являются врезанные меандры. Однако при
пересечении рекой прогибов ограничивающее влияние берегов ослабе-
вает или совсем не прослеживается, в результате чего русловые дефор-
мации получают возможность свободного развития. На участках вре-
занных излучин долина реки характеризуется малой шириной (Сев.
Донец — 300—400 м, Вятка — 500—700 м), неразвитостью поймы и
отсутствием прирусловых отмелей. Оба берега обычно высокие, сложе-
ны коренными скальными и полускальными породами (Днестр, Ю. Буг,
Сев. Донец), реже древними озерно-аллювиальными отложениями
(Вятка). Из-за значительной противоэрозионной устойчивости берегов
скорости деформаций русел невелики, хотя их активному проявлению
и благоприятствуют гидрологические характеристики режима рек.
Так, скорости отступания берегов Сев. Донца (ниже г. Каменск-Шах-
тинский) по превышают 2—3 м в год, а р. Вятки — 3 —5 м в год.
140
К районам со свободным развитием русловых деформаций относит-
ся вся остальная, значительно большая по площади часть Русской рав-
нины. Обычная форма их проявления — образование извилин динами-
ческой оси потока в неразветвлсшюм относительно прямолинейном русле.
Эти извилины возникают в результате образования побочней пере-
катов — крупных аккумулятивных форм руслового рельефа. Распола-
гаясь в шахматном порядке, поочередно то у одного, то у другого бере-
га, побочни изгибают поток и вызывают местные размывы берегов, до-
стигающие 15—20 м в год. Поскольку побочии перекатов постепенно
смещаются вниз по течению (па р. Вычегде со скоростью 90—100 м в
год, па р. Оке — около 40 м в год), соответственно перемещаются и
участки интенсивного размыва берегов, располагающиеся на противо-
положном по отношению к побочпям берегах реки. Если оба берега реки
являются пойменными, легкоразмываемыми, то прямолинейное русло, в
котором развиты изгибы динамической оси потока, быстро трансформи-
руется в извилистое вплоть до образования петель-меапдр большой
кривизны. Таким образом, прямолинейное русло в подобных случаях
является лишь стадией развития, связанной со спрямлением отдельных
.излучин. Примеры кратковременного существования участков прямоли-
нейного русла хорошо известны для шнрокопойменных долин Оки, До-
на, Печоры, Днепра и других меандрирующих рек. Прямолинейные рус-
ла имеют устойчивое положение в плайе в том случае, если они прохо-
дят вдоль коренных берегов, сложенных трудноразмываемыми порода-
ми или в долинах с односторонней поймой. В этих случаях интенсивным
местным размывам подвержены только пойменные берега. Отступание
коренных берегов протекает очень медленно и не превышает несколь-
ких сантиметров в год. Кроме размыва основания берега большую роль
здесь играют процессы выветривания. Средние скорости размыва бере-
гов больших рек (Дона, Вычегды, Камы и др.) 12—20 м в год, местами
возрастая до 30—40 м в год, на малых реках они значительно меньше—
5—7 м в год.
Извилистость отдельных участков рек значительная. Средняя ве-
личина коэффициента извилистости р. Белой (ниже Уфы) равна 1,89;
Днепра (выше впадения Березины, где развито свободное меандирова-
пие) - 2,30. Лишь к устью р. Сож коэффициент извилистости убывает
до 1,24. Прорывы излучин на обеих реках крайне редки. Спрямление
крутых излучин осуществляется с помощью сближения ее противопо-
ложных крыльев либо в результате образования протока через шейку
меаидра. Образование стариц, т. е. пойменных озер, в результате спрям-
ления излучип характерно главным образом для участков верхнего те-
чения рек, где сезонная неравномерность стока максимальна. В низовь-
ях извилистая форма русла нередко сохраняется и после образования
спрямляющего меандру рукава.
Качественно иным видом русловых деформаций являются перефор-
мирования разветвленных русел. В этом случае размыв происходит
попеременно то в одной, то в другой системе рукавов, сменяя друг дру-
га, и оказывается R среднем многолетием плане меньшим, чем па сво-
бодно меандрирующих реках (10—20 м в год), хотя в отдельные перио-
ды активизации рукавов могут достигать очень больших величин: па
Нижней Волге зафиксировано, например, смещение берегов со скоро-
стью до 200 250 м в год (Попов, 1965).
Значительные по протяжению отрезки наиболее крупных рек (До-
ла, Волги, Днепра, Камы) заняты в настоящее время водохранилища-
ми, ниже и выше которых происходит постепенное приспособление рус-
лового режима реки к новым условиям. Ниже крупных водохранилищ
141
трансформация режима стока, вызванная его регулированием, и задерж-
ка в водохранилище руслообразующих наносов вызывают врезание рус-
ла реки н перестройку его очертаний в плане. Врезание реки начинается
от плотины и постепенно распространяется вниз по течению. Скорость-
перемещения переднего фронта зоны эрозии на реках Русской равнины
составляет 7—15 км в год. Эрозия дна вызывает посадку уровней воды
тем более заметную, чем меньше расход воды, сбрасываемой через тур-
бины ГЭС. Скорость снижения уровня максимальна в первые 5—10 лег
после введения в строй гидроузла. В дальнейшем она замедляется, со-
ставляя все же на приплотинпом участке несколько сантиметров в год.
В процессе глубинной эрозии обычно происходит отмирание второ-
степенных рукавов и образование неразветвленного русла. Одновремен-
но наблюдаются увеличение извилистости русла, причем радиус кривиз-
ны излучин обычно убывает. Последнее объясняется влиянием сезонного
регулирования стока; сток половодья задерживается водохранилищем и
паводочные большие расходы воды перестают участвовать в формиро-
вании русла. В результате появляется тенденция потока образовывать
относительно более мелкие формы русла, чем при естественном гидро-
логическом режиме. Па Дону, ниже Цимлянского водохранилища, в
результате образования более крутых излучин произошло общее воз-
растание коэффициента извилистости русла от 1,22 (1955 г.) до 1,33-
(1968 г.). Процесс трансформации излучин сопровождался интенсивны-
ми локальными размывами берегов, местами достигшими 20 м в год,
тогда как до постройки ГЭС скорость отступания берегов здесь не пре-
вышала 10 м в год (Серебряков, 1970).
Выше водохранилищ, представляющих собой искусственные бази-
сы эрозии, происходит аккумуляция в зоне выклинивания подпора,,
регрессивно распространяющаяся постепенно вверх по долине на боль-
шое расстояние. Следствием ее является постепенное повышение уров-
ней воды в реке, увеличение зон затопления и заболачивания. Па рав-
нинных реках процесс регрессивной аккумуляции в верхнем бьефе про-
текает менее интенсивно, чем глубинная эрозия ниже водохранилища.
Это связано с особенностями регулирования стока. К концу зимы водо-
хранилище сильно срабатывается и зона выклинивания подпора пере-
мещается ближе к плотине, благодаря чему на участке переменного*
подпора поток половодья некоторое время имеет обычные скорости те-
чения, и, пока не наполнится водохранилище, смывает значительную^
часть наносов в область больших глубин, где они но влияют на уровни
воды. Однако на участках переменного подпора наблюдается образова-
ние новых островов и усиление степени разветвленности русла.
На малых и средних реках равнины, особенно в западных п юго-
западных областях, существенные изменения темпа и характера дефор-
маций русел связаны с проводимыми здесь мелиоративными мероприя-
тиями (Днестр, Припять и др.). Так, например, в верхнем течении Дне-
стра в начале этою столетия были выполнены большие работы по
спрямлению многочисленных крутых излучин Уменьшение длины русла1
почти в 1,5 раза и соответственно увеличение уклона привело к интен-
сивному врезанию реки со скоростью в среднем 20—30 см в год (Лф-
ремов, 1969) и осушению ранее заболоченных пойменных массивов в
связи со снижением уровня воды в реке на 2 3 м уже за первые
10—15 лет.
Землечерпальные работы, выполняемые в целях углубления судо-
вых ходов, а также добычи песка, гравия и гальки, также могут выз-
вать снижение уровня воды. Так. на верхней Оке, где за период 1953—
1965 гг. было извлечено из русловых карьеров 25 млн. м3 аллювия.
142
меженные уровни снижались приблизительно со скоростью 8 см в год,
з общая величина посадки уровня воды в районе Каширы превысила
1 м (Диденко, Орлович-Грудков, 1969).
При обзоре региональных особенностей развития
всех видов эрозии на Русской равнине за основу принимается
-схема районирования, изложенная в гл. 4. Несмотря на простоту схемы,
выделенные регионы отчетливо различаются но генезису и облику рель-
ефа, особенностям покровных отложений, а также сочетаниями других
факторов, влияющих на характер эрозионных процессов.
1.	Провинция денудационных возвышенных равнин расположена в
пределах тундры, лесотундры и северной части лесной зоны. В клима-
тическом отношении — это область избыточного увлажнения. В зоне
тундры почвенный покров представлен в основном тундрово-глеевым и,
а в лесо-тундровой и на севере лесной зон — маломощными подзолис-
тыми почвами, обладающими слабой устойчивостью против эрозии. Для
земледелия освоено менее 1% площади. Поэтому, хотя почвы и мало
устойчивы к размыву, но плоскостной смыв проявляется здесь только
«а отдельных небольших участках. Однако, поскольку растительный
покров тундры возобновляется очень медленно, в местах его нарушения
эрозия развивается энергично и длительно.
Четвертичные отложения, представленные в этой провинции в ос-
новном валунными суглинками, обычно маломощны, а подстилающие
нх кристаллические породы — весьма устойчивы к эрозии. Глубина реч-
ных долин, являющихся базисом овражной эрозии, в большинстве слу-
чаев невелика (15—25 м). Эта причина, а также хорошая сохранность
лесного покрова привели к тому, что овражная эрозия здесь почти не
наблюдается. В связи со слабой эрозией и наличием многочисленных
яроточных озер, являющихся естественными отстойниками речных вод,
мутность воды здесь незначительна (менее 20 г/м3). Наиболее вероят-
ные значения модуля твердого стока колсблятся от 5 до 10 т/км2 в год.
В общем денудационная деятельность рек проявляется в этой провин-
ции незначительно, хотя вся территория находится в зоне преимущест-
венного поднятия. Очевидно решающее влияние на деятельность рек
-оказывает лигологический (скальные породы) и геоморфологический
(малая глубина местных базисов эрозии) факторы.
2.	Провинция ледниковых холмистых и плоских равнин, располо-
жена в пределах тундры, лесотундры и лесной зоны. В северо-восточ-
ной части провинции распространены тундровые почвы, а на остальной
площади — подзолистые и дерново-подзолистые. Первые характеризу-
ются малой устойчивостью против эрозии (гумусовый горизонт мало-
мощный или почти отсутствует, структура непрочная, насыщенность
•основаниями низкая), дерново-подзолистые более устойчивы (мощность
гумусового горизонта 10—30 см, содержание гумуса 2—7%, более вы-
сокая емкость поглощения). Однако эти почвы в первую очередь осваи-
ваются сельским хозяйством, а поэтому в большей степени подвержены
смыву, чем подзолистые. Площадь смытых почв на территории провин-
ции составляет около 10% площади пашен и пастбищ; в некоторых
районах Прибалтики и Подмосковья она достигает 20% и более. Чет-
вертичные породы представлены преимущественно ледниковыми, а на
северо-востоке ледииково- и ледово-морскими отложениями. По размы-
ваемости в зависимости от мерзлотных условий выделяются два района:
1) район вечномерзлых пород к северу от границы мерзлоты, здесь до-
пускаемая неразмывающая скорость потока для пород разного литоло-
гического состава (супесей, суглинков и песков) в мерзлом состоянии
«обычно выше 5—6 м/с; 2) район немерзлых, преимущественно суглинис-
143
тых валунных отложений с допускаемой неразмывающей скоростью по-
тока 1—1,3 м/с. Строение иокровных пород здесь более благоприятно
для развития овражной эрозии, чем в первой провинции. Лишь на от-
дельных участках, а именно — па Силурийском плато, Тиманском кря-
же, Валдайской возвышенности и Смоленско-Московской гряде мощ-
ность покровных отложений незначительна и развитие оврагов ограни-
чено близостью к дневной поверхности относительно более устойчивых
пород.
В северной части провинции в зоне тундры и вечной мерзлоты на
преобладающих площадях коэффициент протяженности оврагов 0,01 —
0,1 км/км1 2, а плотность колеблется от 2 до 10 оврагов на 100 км2, мес-
тами увеличиваясь соответственно до 0,4 км/км2, и 25—50 оврагов. Рос-
ту оврагов здесь способствует морозобойнос трещинообразование. Ан-
тропогенное воздействие также приводит к быстрому образованию ов-
рагов. При повреждении дернипы транспортом, а также сбросе бытовых
и производственных вод наблюдались случаи роста овражных вершин
со скоростью 5—7 м в год. Зарастание промоин происходит крайне мед-
ленно из-за слабой возобновляемости растительности
В срединной части провинции, соответствующей северной половине
лесной зоны, оврагов практически пет, если не считать небольших ли-
нейных врезов на крутых, обнаженных от растительности берегах рек.
Безовражность этой территории связана почти со сплошной залесенно-
стью, небольшой крутизной склонов, неглубоким врезом долин (в сред-
нем 10—25 м, нередко менее 10 м).
В южной части, где рельеф становится более контрастным (Бело-
русская, Смоленская возвышенности, Клинско-Дмитровская гряда, Се-
верные Увалы и др.), глубина местных базисов эрозии увеличивается
до 25—75 м, а лесная растительность заметно разрежена. Здесь появ-
ляются овраги. Коэффициент овражной протяженности в среднем 0,1 •
0,2 км/км2, плотность 10—25 оврагов на 100 км2. Нередко на отдельных
участках они увеличиваются соответственно до 0,4—0,6 км/км2 и 25—50
оврагов. В отдельных случаях отмечен значительный темп роста овраж-
ных вершин: в Литовской ССР — до 8—10 м в год; в северной части
Московской обл. — до 57 м в год; в Кировской и Горьковской обла-
стях — до 15—20 м в год.
Средняя мутность речной воды небольшая (в пределах20—50г/м3).
Модуль твердого стока 6 -10 т/км2 в год, т. е. мало отличается от пер-
вой провинции'.
3.	Провинция водно-ледниковых и аллювиальных равнин включает
в себя Полесье, Приднепровскую низменность, Окско-Донскую равнину
и Низкое Заволжье. В зональном отношении это юг лесной зоны и ле-
состепь. Почвенный покров провинции довольно разнообразен. На севе-
ре в зоне широколиственных лесов развиты серые лесные и дерново-
подзолистые почвы, а в лесостепной зоне — черноземы выщелоченные,
оподзоленные и типичные серые лесные почвы. По степени снижения
противоэрозионной устойчивости почвы провинции располагаются в сле-
дующем порядке: черноземы типичные; черноземы выщелоченные и
оподзоленные; серые лесные и дерново-подзолистые. Освоенность зе-
мель, особенно в районе черноземов, высокая Но смытые почвы со-
ставляют не более 5% площади пашен и пастбищ, так как преоблада-
ют пологие склоны, на которых эрозия проявляется слабо.
Покровные породы представлены преимущественно песчаными и су-
1 При характеристике провинций модули твердого стока вычислялись для тех рек.
бассейны которых не выходят за их границы.
144
песчаными отложениями с допускаемой неразмывающей скоростью по-
тока 0,30—0,55 м/с.
В Полесье и северной части Приднепровской низменности практи-
чески нет оврагов. Главнейшими факторами, исключающими здесь раз-
витие овражной эрозии, являются очень плоский рельеф и малый (как
правило, менее 10 м) врез речных долин.
Окско-Донская равнина характеризуется слабым, местами средним
овражным расчленением. Коэффициент протяженности оврагов в запад-
ной и северной частях низменности до 0,1 км/км2 при плотности 2—10 ов-
рагов на 100 км2, в восточной части низменности они соответственно-
увеличиваются до 0,2 и 10-25, достигая на отдельных площадях
0,2—0,4 км/км2 и 25—50 оврагов иа 100 км2. Главнейшим фактором,
ограничивающим здесь овражную эрозию, является довольно плоский
рельеф н небольшая глубина вреза речных долин, не превышающая на
большей части низменности 50 м. Тем не менее при обычно небольшой
скорости (1—3 м) роста оврагов известны случаи быстрого их разви-
тия. Так, в Рязанской обл. в период ее интенсивного освоения рост
оврагов на распахиваемых площадях достигал 10—20 м в год, а в от-
дельные годы — 50 м, в Тамбовской обл. в то же время 20 м н более.
В Новохоперском районе овраги на берегу р. Савала за 1952—1970 гг.
росли со средней скоростью 4 м в год, а один овраг — 51 м в год.
Низкое Заволжье характеризуется на больв1ей части средним ов-
ражным расчленением и только в южной части — слабым. В средней
и северной частях территории коэффициент протяженности оврагов 0,2—
0,4 км/км2 при плотности 25—50 оврагов на 100 км2, местами эти по-
казатели увеличиваются соответственно до 0,4—0,6 и 50—100; в южной
части они снижаются соответственно до 0,1—0,2 км/км2, а плотность
до 10—25 оврагов па 100 км2. Низкое Заволжье, особенно в своей се-
верной части, отличается от остальных низменностей третьей провин-
ции более глубоким врезом речных долин (до 50—75 м), а также без-
лесостью и значительной распаханностью территории. Все это повлияло
иа относительно более высокую заовраженность территории.
Мутность речной воды наименьшая в бассейне Днепра (20—50г/м3);
в остальных же районах она вдвое-втрое выше и особенно увеличивается
к югу. Средняя величина модуля твердого стока составляет 20—25 т/км2.
Таким образом, несмотря на плоский рельеф, сравнительно невысокую
интенсивность оврагообразования и смыва почв, денудационная работа
рек по своим количественным показателям вдвое выше, чем во второй
провинции, в чем сказались зональные особенности эрозионного про-
цесса, отмеченные выше.
4.	Провинция расчлененных эрозией возвышенных равнин (Волыно-
Подольская, Приднепровская, Среднерусская, Приволжская возвышен-
ности, Донецкий кряж н Высокое Заволжье) в основном входит в ле-
состепную зону и частично в степную. Преобладающая часть пло-
щади занята черноземными почвами, сформировавшимися на лессе и
лессовидных суглинках. Как было отмечено выше, черноземы наиболее
устойчивы к эрозии. Однако, в связи с тем что основные площади про-
винции распаханы, а условия рельефа и режима осадков благоприят-
ствуют развитию эрозии, на значительных площадях почвы сильно смы-
ты. В районе Волыно-Подольской, Приднепровской и Среднерусской
возвышенностей смытые почвы составляют 10—20%, а в предгорных
районах и некоторых районах Заволжья — 30—40% площади пашен и
пастбищ.
Покровные отложения представлены лессами н лессовидными су-
глинками мощностью до 15—20 м. Легкая размываемость этих отложе-
145-
ний с допускаемой неразмывающей скоростью потока 0.6—0,7 м/с-де-
лает их благоприятной средой для развития линейной эрозии. Разви-
тию оврагов здесь способствует значительная глубина местных базисов
эрозии; в пределах Русской равнины эта провинция отличается макси-
мальной глубиной врезов долин (75—100 м и более). Значительно рас-
членены оврагами Приволжская и Калачская возвышенности, Ергени,
Донецкий кряж, Общий Сырт, Вятские Увалы. Коэффициент овражной
протяженности здесь составляет в среднем 0,4—0,6 км/км2, увеличиваясь
местами до 1 км/км2 при плотности 50—100 оврагов па 100 км2
и более. На остальной территории провинции коэффициент протяжен-
ности оврагов в среднем 0,2—0,4 км/км2 при плотности 25—50 оврагов
па 100 км2. В северной части Волыпо-Иодольской возвышенности эти
показатели снижаются соответственно до 0,1 и 2 - 10. Овраги растут
обычно со скоростью до 3—5 м в год, в отдельных случаях — значи-
тельно быстрее. Так, в Прсдкарпатье (в Ужгородской обл.) известны
случаи роста оврага со скоростью 7 м в год, на Волыно-Подольской
возвышенности (в Черновицкой обл.) до 18 м в год. На Приднестров-
ской возвышенности (в Ржищевском районе Киевской обл.) за 12 лет
средний рост оврагов составил 4—5 м в год, а максимальный — до 20 м.
На Среднерусской возвышенности в районе Новосиля (Орловская обл.)
береговые и донные овраги в 1922—1932 гг. росли со скоростью до 7,5 м
в год, а в отдельные годы до 13 м в год. В Павловском районе Воро-
нежской обл. одни донный овраг за 1957 г. удлинился па 218 м. В По-
волжье (в Теренгульском районе Ульяновской обл.) в течение 30 лет
овраги росли со средней скоростью 8—24 _м в год.
Мутность воды в реках в пределах провинции крайне различна.
В общем она увеличивается с северо-запада, где мутность колеблется
от 50 до 100 г/м3, на юго-восток, где мутность 250—500 г/м3. Модуль
твердого стока здесь достигает максимальной величины по сравнению
с другими провинциями, в среднем 50 т/км2 в год.
5.	Провинция морских аккумулятивных равнин находится в пре-
делах степной и пустынно-степной зон. Для Причерноморской низмен-
ности и Приазовско-Предкавказского региона характерны мощные чер-
ноземы, сменяющиеся к востоку каштановыми почвами В темно-кашта-
новых и каштановых почвах по сравнению с черноземами снижается
содержание гумуса, а следовательно, и противоэрозионная устойчи-
вость. В пустынно-степной зоне Прикаспийской низменности распрост-
ранены светло-каштановые и бурые почвы, комплексы солонцов, солон-
чаков и песчаные массивы, характеризующиеся низкой противоэрознон-
ной устойчивостью. В связи с малыми уклонами смытые почвы состав-
ляют не более 5% площади провинции.
Хотя покровные породы (лессовидные суглинки) сравнительно лег-
ко размываются, провинция характеризуется в целом слабым овраж-
ным расчленением. На большей части Прикаспийской низменности ов-
рагов практически нет, лишь на севере они редко встречаются. Глав-
нейшим фактором, задержавшим здесь развитие овражной эрозии, яв-
ляется очень плоский рельеф с ничтожной вертикальной амплитудой
(менее 10 м). Приазовская низменность в западной части также безов-
ражна, а в восточной — с очень слабым овражным расчленением: ко-
эффициент протяженности — до 0,1 км/км2, плотность 2—10 оврагов
на 100 км2. Здесь главным фактором, ограничивающим овражную эро-
зию, служит также неглубокий долинный врез, в западной части — .ме-
нее 10 м, в восточной — 10—25 м. Причерноморская низменность в вос-
точной, наиболее выположенной части с глубиной эрозионных врезов
до 10 м практически безовражна. В западной части, где глубина долин
146
возрастает до 50 м, коэффициент протяженности оврагов 0,2—0,4 км/км2г
а плотность достигает 25—50 оврагов на 100 км2. Скорость роста овра-
гов в пределах провинции небольшая, чаще всего не превышает 1—2 м
в год. В единичных случаях рост оврагов достигает здесь 10—15 м в
год. Мутность рек значительная (200—400 г/м3). Модуль твердого стока-
рек также довольно высок (25—30 т/км2 в год).
В заключение следует отметить, что среди естественных и антропо-
генных факторов, влияющих на ход эрозионных процессов на Русской
равнине, трудно выделить ведущие, определяющие их интенсивность
во всех звеньях гидросети. Хотя в пределах Русской равнины намечает-
ся пояс наиболее активного проявления эрозии, соответствующий лесо-
степи и северной части степной зоны, тем не менее нельзя категориче-
ски утверждать, что эрозия здесь стимулируется в основном зональны-
ми факторами (особенностями почв, растительности, климата). Несом-
ненно, что наряду с особенностями климата большую роль играют ха-
рактер покровных пород, рельеф, особенности сельскохозяйственного
использования земель и, возможно, локальные тектонические движения.
В процессе смыва почв, по-видимому, очень большая роль принад-
лежит антропогенным факторам, которые определили инверсию естест-
венного процесса: наиболее устойчивые против эрозии почвы — черно-
земы — подвергаются наиболее усиленному смыву. Таким образом, де-
нудацию почвы можно отнести к числу процессов, полностью контроли-
руемых человеком.
Процесс оврагообразования менее теспо связан с антропогенными
факторами, хотя и здесь влияние их на образование и рост оврагов-
очепь велико, особенно в степной и лесостепной зонах. Этим опреде-
ляется и большая сложность проблемы борьбы с овражной эрозией;.
такие меры, как возобновление естественного растительного йокрова-
на овражном водосборе не всегда прекращают развитие оврагов.
Наименее контролируемый процесс — боковая и глубинная эрозия
рек. Только постройка крупных гидротехнических сооружений, позволя-
ющих радикально изменять гидрологический режим реки и местные ба-
зисы эрозии, может способствовать существенным изменениям в ходе
русловых эрозионно-аккумулятивных процессов. Так, в начале текущего
столетия большое беспокойство вызвал постепенный отход главного
русла Волги от Саратова, который мог потерять свое значение как пор-
товый город Приходилось затрачивать огромные средства на борьбу с
этим процессом, которому положило конец только затопление этого уча-
стка долины в результате возведения плотины. Примером противопо-
ложного характера является подмыв берега р. Вычегды в районе Соль-
вычегодска, где расположен комплекс исторических зданий. Защита
этого архитектурного комплекса сильно осложняется тем, что он рас-
положен на I надпойменной террасе, сложенной в основном песчаным
аллювием, легко подвергающимся размыву.
Оползни Русской платформы весьма разнообразны — здесь встре-
чаются почти все известные их типы. Однако относительная распрост-
раненность оползней разных типов и их масштабы весьма различны и
определяются геологическими, геоморфологическими, а отчасти и кли-
матическими условиями.
Почти горизонтальное залегание пород и относительно небольшая
по сравнению с высотой склонов мощность отдельных стратиграфо-ли-
тологических горизонтов, среди которых много глинистых, обусловили
резкое преобладание «глубоких оползней в почти горизонтальных сло-
ях», связанных с нарушением общей устойчивости склонов в целом или
их значительной части. По своему механизму они связаны с выдавли-
147
•вапием или раздавливанием отдельных наиболее слабых глинистых ело-
ев массой вышележащих толщ и скольжением последних ио поверхно-
сти, образующейся в толще слабого слоя при его разрушении. Лишь в
редких случаях, когда склон почти па всю высоту сложен однообразны-
ми глинистыми породами (главным образом — склоны и откосы малой
высоты), оползни приближаются но своему характеру к оползням в од-
нородной и изотропной среде.
Оползни, «смещающиеся по наклонным поверхностям ослабления»,
на Русской платформе наблюдаются крайне редко. Это объясняется тем,
что распространение силыюдислоцированпых пород здесь весьма огра-
ничено по площади и они представлены преимущественно прочными
скальными и полускальными разностями (Балтийский щит, Украинский
кристаллический массив, Донбасс). Этот тип оползней получил мас-
совое распростраиеине только в районе Каневских дислокаций, где па-
дение слоев юрских глин достигает 30—40°, а иногда н более. Оползни
в дислоцированных породах известны также в Тиманском кряже (перм-
ские и мезозойские отложения) и на северо-западной окраине Донбас-
са (в отложениях, моложе каменноугольных).
Сравнительно большие углы падения глинистых слоев иногда на-
блюдаются па участках прислопения террас к коренному берегу. В этих
случаях также возникают оползни скольжения по наклонным контактам
слоев (например, в северной части Волгограда, где падение хвалын-
ских глин, слагающих Каспийскую террасу, достигает 10—15°). Воз-
можно образование оползней и по наклонным поверхностям погребен-
ного рельефа, но в литературе подобные случаи не описаны.
Поверхностные оползни, возникающие в различных покровных об-
разованиях, лежащих иа склонах, распространены очень широко. По
своему механизму они являются оползнями скольжения, реже — течения
(оползни—потоки, сплывы и оплывииы по классификации Золотарева).
Иногда оии возникают как самостоятельный тип в делювиально-элюви-
альном покрове на устойчивых в целом склонах, но преобладающее их
число приурочено к оползневым склонам, деформированным глубокими
оползнями.
Глубокие оползни в почти горизонтальных слоях возникают лишь
тогда, когда высота склона общая или над подошвой слабого раздав-
ливаемого горизонта превосходит определенную минимальную величи-
ну, зависящую от прочности пород этого горизонта. Из-за недостаточ-
ности точных количественных характеристик оползней эта величина из-
вестна только для немногих горизонтов глинистых пород, с которыми
на Русской платформе связаны оползни. Чем больше высота склона,
тем прн меньшей его крутизне возникают оползни и тем больших раз-
меров они достигают. При прочих равных условиях, наиболее благо-
приятная обстановка для возникновения оползней этого типа возникает,
когда подошва склона находится на уровне слабого глинистого гори-
зонта. Поэтому такие подошвенные оползни наиболее широко распрост-
ранены иа Русской платформе. Они возможны и в тех случаях, когда
слабый горизонт пе выхолит на склоне, т. е. когда его кровля располо-
жена ниже подошвы склона. Предельная глубина кровли слабого го-
ризонта, при которой еще возникают оползни, установлена только для
юрских глин Подмосковья: при высоте склонов пе более 60—70 м она
равна 8—10 м, что составляет 12—14% высоты склона (Кюнтцель.
1965). Чем ниже опускается кровля слабого горизонта относительно по-
дошвы склона, тем глубже может опускаться и поверхность скольже-
ния. Наибольшая глубина поверхности скольжения на Русской платфор-
ме, установленная бурением, отмечена на одном пз крупнейших ополз-
148
ней на Волге (оползень горы Дурман). Она проходит в глинах альба
на 50 м ниже меженного уровня Волги (Кулаков, 1955), что составляет
25—3.0% высоты склона (180 м). На Одесском побережье Черного моря
поверхности скольжения оползней встречены при бурении на глубинах
до 27 м ниже уровня моря, что более 50% высоты склона, не превы-
шающей здесь 50—52 м.
Если поверхность скольжения опускается ниже подошвы склона,
смещение оползня сопровождается не только выдвиганием его языка в
реку или море, но и подъемом дна (образованием валов), иногда на
Рис. 30. Вал выпирания оползня в море на Одесском побережье и де-
формированный оползнем пирс (фото Одесской оползневой станции)
значительном расстоянии от подошвы склона (рис. 30). При оползне
5 февраля 1953 г. в Одессе валы выпирания наблюдались на расстоянии
до 70—80 м от берега при максимальной высоте склона 52 м и длине
надводной части оползня 250—300 м; при оползне Соколовой горы в
Саратове 13 июня 1968 г. длина его подводной части достигала 350 м
при максимальной высоте бровки срыва над урезом воды 150 м и длине
надводной части оползня 320 м. Таким образом, длина подводной ча-
сти оползня может значительно превышать высоту склона, а иногда и
длину надводной части оползня.
Среди подошвенных оползней преобладают оползни фронтального
типа, у которых ширина вдоль подошвы склона значительно превышает
их длину. Протяженность отдельных оползневых участков вдоль бере-
га достигает 2—5 км, а иногда более. Часто она обусловлена только рас-
стоянием между долинами рек-притоков и оврагами, расчленяющими
береговой склон. Иногда эти участки представляют результат слияния
разновременных оползней, кулисообразно заходящих друг за друга, но
известны случаи одновременного смещения толщ пород на большом про-
тяжении вдоль подошвы склона. Так, оползень 1953 г. в Одессе захватил
берег моря на протяжении 2 км.
Фронтальный тип оползней особенно ярко выражен, когда верхняя
часть склона сложена относительно прочными, особенно скальными и
полускальными породами: известняками карбона в центре Русской плат-
формы; писчим мелом, мергелями, песчаниками и опоками верхнего ме-
ла и палеогена на Волге и на Дону; известняками сармата и понта в
Причерноморской впадине. Когда склон на всю ^ысоту сложен одно-
149
родными глинистыми породами или однообразным переслаиванием по-
род с участием глин, оползни нередко приближаются к изометрнчной
циркообразной форме. Так, например, некоторые оползни в татарских,
юрских и нижнемеловых отложениях в бассейне Волги. Однако в Под-
московье, где на юрских глинах лежит мощная толща преимущественно
песчаных пород, обычно перекрытых относительно прочной мореной,
резко преобладают оползни фронтального типа.
Степка срыва в голове «глубоких оползней в почти горизонтальных
слоях» при образовании оползня очень крута, почти отвесна. Затем в
результате обвалов, осыпания и поверхностного оползания она посте-
пенно уполаживается, но ее крутизна все же остается значительной. Вы-
сота стенки срыва часто составляет 20—30%, иногда до 50% высоты
склона. В профиле подошвенных оползней этого типа обычно выделяется
одна или несколько крупных ступеней, соответствующих сохранившим
свою монолитность блокам пород. Число их зависит от высоты и гео-
логического строения склона. У склонов сложенных песчано-глинисты-
ми породами, поверхность иногда бывает нс ступенчатой, а неправиль-
но-бугристой.
При положении подошвы слабого горизонта выше подошвы склона
образуются висячие оползни. Морфология этих оползней в большей ме-
ре зависит от высоты подошвы слабого горизонта нал подошвой скло-
на. Чем выше расположена подошва слабого горизонта на склоне, тем
более сложные и специфические черты морфологии они приобретают.
При висячих оползнях оползневые склоны состоят из двух частей: верх-
ней, расположенной выше подошвы слабого слоя и разрушаемой ополз-
нями, и нижней — транзитной, в пределах которой оползшие породы из
верхней части перемещаются по устойчивым породам.
Висячие оползни лучше всего изучены на территории Киева, где
они приурочены к пестрым глинам неогена, подошва которых выходит
примерно на половине высоты склона. Здесь в верхней части Днепров-
ского склона возникли оползни фронтального типа, образовавшие опол-
зневую террасу. Внешний край этой террасы изрезан оползневыми цир-
ками второго порядка, из которых в виде земляных потоков материал
спускается по понижениям (оврагам), выработанным в толще полтав-
ских и харьковских песков — ложкообразная форма оползней. Висячие
оползни в пестрых глинах в бассейнах левобережных притоков Днепра
(Пссл, Ворскла и др.) сохраняют фронтальный вил, когда высота тран-
зитной части склона менее 0,25—0,33 м, и террасовых с врезанными цир-
ками (ложкообразных), когда высота транзитной части равна или пре-
вышает мощность вышележащих глинистых пород (Великий, 1968).
Почти все глубокие оползни, связанные с нарушением общего рав-
новесия склонов на Русской платформе, приурочены к нормально уп-
лотненным и даже чаще к переуплотненным глинистым породам.
Оползни на высокочувствительных глинах, аналогичные широко
развитым в Норвегии и Канале, па Русской платформе неизвестны.
Лишь один оползень в хвалынских глинах у Волгограда приближается
к этому своеобразному типу оползней (см. ниже).
Рассмотрим теперь более подробно развитие глубоких оползней в
различных отложениях, развитых на Русской платформе.
В изверженных и сильнометаморфизованпых породах докемб-
рия оползни, возникшие в природных условиях, неизвестны, хотя мно-
гие реки, прорезающие Украинский и Приазовский кристаллический
массивы, текут в глубоких каньонообразпых долинах, а побережье Бал-
тийского шита, западнее Мурманска, изрезано фиордами. Устойчивости
склонов, по-видимому, способствует то обстоятельство, что в пределах
150
Балтийского щита ледник удалил основную часть доледниковой коры
выветривания. Возможно, что оползни в кристаллических породах про-
исходили, но остались неотмеченными, поскольку пе вызвали деформа-
ций каких-либо сооружений. Косвенным указанием на это могут служить
глыбовые навалы, встречающиеся местами в основании скальных об-
рывов. Оползни в кристаллических породах докембрия, связанные с
различными строительными или гор-
ными работами, отмечены в карье-
рах Кривого Рога, на апатитово-не-
фелиновом месторождении в Хиби-
нах и др. Оползни в почти горизон-
тально залегающих, слабометамор-
физованных отложениях протерозоя
(аргиллиты, алевролиты и песчани-
ки) известны в долинах Днестра (в
районе Могилев-Подольска) и его
притоков. Они возникали на участ-
ках, где в толще протерозоя име-
ются ослабленные горизонты, содер-
жащие большое число тонких (до
10—20 см) прослоев глин и при
высоте склона 130—150 м над по-
дошвой этого ослабленного гори-
зонта.
В кембрийских отложени-
ях северо-запада Русской платфор-
-мьь оползни также неизвестны, хо-
тя здесь широко развиты глины, за-
.легающие в основании уступа
(глинта), сложенного известняками
ордовика. По-видимому, это объяс-
няется относительно небольшой вы-
сотой склонов на подмываемом мор-
ском берегу (до 50 м), недостаточ-
ной для раздавливания сильноун-
лотненных древних глин кембрия.
Слои глинистых пород содер-
жатся также в девонских отло-
Рис. 31. Схематическая карта наиболее из-
вестных оползневых районов Русской плат-
формы.
I — города, в которых наиболее широко
развиты оползни; 2 — оползни на берегах
морей, крупных рек и водохранилищ; 3 —
районы распространения оползней, приуро-
ченных к средним и малым рекам и к ов-
ражно-балочной сети; 4 — южная граница
развития многолетнемерзлых пород
жеииях, вскрываемых многими ре-
ками па северо-западе Русской платформы (главное девонское поле),
по глубокие оползни здесь неизвестны. По-видимому, и здесь сказы-
вается малая глубина эрозионных врезов (в большинстве случаев до
15—35 м. реже до 60—80 м) и небольшая высота морских берегов. Па
Среднерусской возвышенности, где глубина эрозионного вреза доходи!
до 130—150 м, оползни в девоне отмечены в бассейнах верховьев Оки,
Дона и их притоков Оползни в девоне отмечены также па р Ижме,
на юго-восточном крае Тиманского кряжа.
В каменноугольных отложениях, слагающих Московскую си-
неклизу, преобладают прочные известняки, и многие реки, прорезая их,
текут в узких капьонообразных долинах с крутыми устойчивыми скло-
нами. Однако в каменноугольных отложениях имеется и ряд глинистых
горизонтов, с выходами которых на поверхность возможно возникнове-
ние глубоких оползней. На северо-западном крыле синеклизы глубокие
оползни в каменноугольных отложениях неизвестны. Они наблюдались
только в Тихвинском бокситовом карьере в связи с выдавливанием глии
151
алексинского и михайловского горизонтов в основании откосов. На юж-
ном крыле Московской синеклизы оползни в карбоне распространены
довольно широко. Они связаны с глинами малевского, угленосного, туль-
ского, алексинского и серпуховского горизонтов нижнего карбона, а
также всрейской и каширской свит среднего карбона. Оползни в камен-
ноугольных отложениях развиты вдоль Оки от устья р. Упы до устья
Москвы-реки, а также по долинам их мелких притоков и в оврагах.
Только в Московской обл. зарегистрировано 146 оползней в каменно-
угольных отложениях, среди которых преобладают крупные с протя-
жением вдоль склона до нескольких километров, преимущественно фрон-
тальные (Пустыльник, 1973). Разность высот в областях их развития
достигает 70—100 м. Оползни в каменноугольных отложениях извест-
ны также в районе Окско-Цнинского вала. В области развития более
метаморфизованных каменноугольных отложений, слагающих Донецкий
кряж, где глины превращены в глинистые сланцы, оползни в природ-
ных условиях отсутствуют.
В пермских отложениях северо-востока Русской платформы
оползни имеют чрезвычайно широкое распространение. Они приурочены
к глинистым прослоям в красноцветных толщах уфимского и татарского
ярусов, а также белебеевской свиты — континентального аналога казан-
ского яруса. Карбонатные породы казанского яруса часто образуют ус-
тойчивый цоколь в нижней части склона и иногда на них возникают ви-
сячие оползни в вышележащих татарских отложениях Однако при на-
личии прослоев глин известны случаи возникновения оползней и в ка-
занских отложениях. Поскольку мергелистые глины верхнепермских от-
ложений отличаются значительной прочностью, глубокие оползни в них
возникают только при высоте склонов более 40—45 м в татарском яру-
се и даже более 50—55 м в уфимском ярусе. Поэтому они развиты глав-
ным образом в долинах крупных рек, глубина вреза которых нередко-
достигает 70—80 м, а иногда даже 100—120 м (Волга и Кама) и в
меньшей степени в долинах мелких рек и оврагов.
Оползни в пермских отложениях распространены на берегах
Сев. Двины, ее притоков, в среднем и иижпем течении Ветлуги; па зна-
чительном протяжении в долине Камы и ее притоках; па правом берегу
Волги от Горьковского водохранилища до г. Тетюши ниже устья Камы;
на Оке от Мурома до ее впадения в Волгу (рис. 31). При пестром лито-
логическом составе пестроцветных толщ перми и частой перемежаемости
пород разной прочности оползни в них возникают на разных уровнях по
высоте склона и среди них распространены как фронтальные, так и цир-
кообразные.
Породы триаса на северо-востоке Русской платформы близки по
составу и свойствам к красноцветным толщам верхней перми. Оползней
в них описано мало, иногда они объединяются с оползнями в пермских
отложениях как оползни пермско-триасовой толщи. Оползни, связан-
ные с собственно триасовыми отложениями, известны на правом берегу
Волги в районе Плеса — Кинешмы.
Юрские морские глины Русской платформы очень склонны к об-
разованию оползней. Когда они залегают только в нижией части склона
и перекрыты более устойчивыми породами, глубокие фронтальные опол-
зни, связанные с их раздавливанием, возникают при высоте склона все-
го в 10—12 м. Поэтому они распространены и па малых реках, и в ов-
ражно-балочной сети, иногда они имеют висячий характер. Кроме того,
в юрских глинах легко возникают поверхностные оползни, связанные с
корой выветривания. В результате в областях выходов юрских глин
оползни имеют очень широкое распространение. Например, на густо »
152
глубоко расчлененной Среднерусской возвышенности в бассейнах Окн
и Быстрой Сосны оползни в юрских глинах распространены настолько
широко, что могут являться геоморфологическим признаком для карти-
рования выходов юры. В южной части Московской обл. зарегистрирова-
но 195 оползней, связанных с глинами Оксфорда. При высоте склонов
до 40—70 м и наличии вверху более устойчивых пород эти оползни преи-
мущественно глубокие, крупные (протяжением вдоль рек до 1—4 км),
фронтального типа. На правом берегу Волги оползни в юрских глинах
развиты всюду, где река пересекает области их развития. В ее верхнем
течении оин встречаются на участке от г. Калинина до Рыбинского во-
дохранилища, а в среднем течении — на участке между Тетюшами н
Ульяновском. Ниже по течению Волги с юрскими глинами связаны глу-
бокие оползни Батракского косогора у Сызрани и, возможно, глубокие
оползни Соколовой горы в Саратове, захватывавшие дно притока Вол-
ги—Тарханки. Оползни в юре распространены по склонам речных долин
и оврагов в северной части Приволжской возвышенности и на севере
Русской равнины на реках Ижме (бассейн Печоры) и Сысоле (бассейн
Вычегды). На северо-западном крае Донбасса известны оползни на
р. Осколе, развивавшиеся в условиях наклонного залегания пластов юр-
ских глии (угол падения 15—20°). На относительно небольшой площади
развития Каневских дислокаций зарегистрировано свыше 80 оползней,
из которых более 90% связано с юрскими глинами. В связи со слож-
ными условиями залегания пород среди них есть и крупные, глубокие
оползни фронтального типа, формирующиеся в условиях горизонталь-
ного залегания пород (главным образом иа берегу Днепра), н более
мелкие, связанные со скольжением по сильно наклонным поверхностям
напластования (главным образом в оврагах), н, наконец, поверхностные
оползни. Оползни в юрских отложениях известны и иа востоке Русской
платформы, в Оренбургской обл., где они приурочены частью к мор-
ским. а частью к континентальным образованиям.
В морских меловых отложениях на Русской платформе оползни
довольно разнообразны, что связано с различиями в литологическом
составе отдельных ярусов мела, с большой амплитудой высот, прореза-
ющих их склоны, н различным положением разных горизонтов относи-
тельно подошвы склонов в разных районах. Наибольшее количество
оползней и наиболее крупные из них приурочены к отложениям нижне-
го мела, среди которых преобладают глины, и частью — к песчано-гли-
нистым отложениям сеномана. Преимущественно скальные и полускаль-
пые породы остальных ярусов верхнего мела часто только пассивно ув-
лекаются оползнями, возникающими в нижележащих породах. Они в
то же время способствуют образованию глубоких оползней раздавлива-
ния тем, что благоприятствуют сохранению большой крутизны верх-
ней части склонов. Известны также оползни, связанные с прослоями
глин или мергелей в различных ярусах верхнего мела. Ни для одного
яруса меловых отложений Русской платформы не установлена критиче-
ская высота склона, ниже которой не возникают глубокие оползни. По-
видимому, она выше, чем для юрских глнп, но ниже, чем для пермских.
В то же время с меловыми отложениями связаны наиболее крупные
оползни в почти горизонтальных слоях. Оии развиты иа правом берегу
Волги, где высота бровки берегового склона над уровнем реки достигает
150—180 м. Здесь оползни в меловых отложениях, приуроченные к раз-
личным горизонтам и разным уровням по высоте склона, разных раз-
меров и различной морфологии развиты на большом протяжении
(в 25 км выше Ульяновска и до Жигулей), а ниже по течению почти
от Сызрани до Вольска и от Саратова до ГЦербаковкн (немного выше
153
Камышина). Оползни в меловых отложениях известны на берегах при-
токов Волги — Суры и Свияги, по мелким рекам и оврагам в пределах
правобережной Приволжской возвышенности, а также в долине Дона,
на берегах Цимлянского водохранилища и в других районах распрост-
ранения меловых отложений. В Московской обл. в меловых отложениях
зафиксирован всего 21 оползень. Изредка среХн них встречаются глубо-
кие, протяжением вдоль склона 100 м и более.
Глубокие крупные оползни, приуроченные к мергельно-меловым по-
родам верхнего мела, развиты на уступе Подольского плато высотой до-
150—200 м, между Львовом и Кременцом. Они также известны на се-
вере Молдавии на берегу Прута и на некоторых левых притоках
Днестра.
Отложения палеогена в разных частях Русской платформы раз-
личны и по характеру отложений, и по отношению к оползневым процес-
сам. В палеогене Приволжья (палеоцен и эоцен) преобладают пески,
песчаники, опоки, т. е. породы, в которых оползни не образуются. Там,
где эти породы слагают правый берег Волги на всю его высоту, ополз-
ней нет, высокие и крутые подмываемые берега разрушаются только
осыпями и обвалами. Однако местами в нижнецарицинской свите эоце-
на встречаются прослои глин, и к этим местам приурочены оползни.
В частности, три довольно крупных оползня протяженностью от 500 до
1250 м, связанных с царицынскими глинами, известны севернее Волго-
града.
Олигоцен (и частью нижний миоцен) в Нижнем Поволжье и на Ер-
генинской возвышенности представлен майкопскими глинами, которые-
весьма склонны к образованию оползней. Оползни в них образуются
при глубине врезов начиная с 5—6 м. При интенсивном подмыве в Май-
копе образуются глубокие оползни, связанные с их раздавливанием.
Однако в областях развития майкопских глин на Русской платформе
наиболее распространены поверхностные оползни, ограниченные корой
выветривания майкопских глин. Это можно объяснить как быстрой и
большой глубиной выветривания майкопских глин (мощность элювия на
них достигает 20 м), так и отсутствием в перекрывающих их породах
прочных разностей, благоприятствующих сохранению значительной кру-
тизны склонов. Поэтому в областях развития Майкопа преобладают
очень пологие склоны, напряжения в которых недостаточны для нару-
шения их общего равновесия.
Оползни в глинах киевского яруса известны на правом берегу Днеп-
ра, на участке от Киева до Каневских дислокаций, где они залегают у
подошвы высокого (до 90—105 м) правого склона долины. Развитию
оползней в относительно прочных мергелистых глинах киевского яруса
препятствует широкое распространение оползней в выше залегающих и
значительно менее прочных глинах неогена. Оползни в пестрых глинах
неогена часто настолько уполаживают склон, что напряжения в глинах
киевского яруса не могут достичь опасной для них величины. Поэтому
оползни в киевских глинах даже на интенсивно подмываемых склонах
возникают только при определенном соотношении высоты склона и уров-
ня залегания на нем пестрых глин. Иногда оползни в киевских глинах
составляют нижний ярус двухъярусных оползней.
Оползни в глинах харьковского яруса распространены на южном и
восточном склонах Среднерусской возвышенности. Благодаря высоко-
му залеганию этих глин относительно уровня вреза основных рек ополз-
ни в них в большинстве являются висячими и часто возникают в вер-
ховьях оврагов. При высоте склонов над подошвой харьковских глин да
40—50 м и более размеры оползневых цирков достигают 200—350 м.
154
Висячими являются и оползни в харьковских глинах на правом берегу
Дона у ст. Цимлянской.
С глинами палеогена связаны и оползни на берегу Балтийского мо-
ря в Калининградской обл. Кровля этих глин залегает близ уровня
моря. Оползни развиты на участках с высотой берега 40—60 м. На от-
носительно низких (20—30 м), хотя и сильно подмываемых склонах
оползней по образуется, они разрушаются с образованием осыпей и об-
валов.
Отложения неогена на Русской платформе сше более разнообраз-
ны и почти со всеми их стратиграфическими подразделениями, содер-
жащими глины, связаны оползни.
В Поволжье известны оползни в кинельских и акчагыльских отло-
жениях. Оии наиболее широко распространены в Татарской АССР, где
развиты иа берегах Камы у городов Змиева, Чистополя, Рыбной слобо-
ды, а также по более мелкой эрозионной сети. На правобережье Волги
оползни в плиоценовых глинах известны в некоторых долинах малых
притоков и оврагах близ их устья. Иногда с плиоценовыми глинами
связано оползание отложений речных террас, отмеченное в некоторых
местах Башкирии, а также на правом берегу р. Воронеж.
Очень широкое региональное развитие имеют оползни в пестрых
глинах неогена (среднее течение Днепра, его левобережные притоки —
Сула, Псел, Ворскла, Орел и Самара, а также Сев. Донец и его прито-
ки). Пестрые глины почти всюду выходят на склонах значительно выше
местных базисов эрозии и оползни в них в большинстве случаев вися-
чие. Они начинают возникать на склонах высотой над подошвой пестрых
глин всего 12—15 м. В Киеве, где высота склонов над подошвой пестрых
глин достигает 50—55 м, ширина оползневой террасы, непрерывно про-
тягивающейся вдоль берега Днепра на протяжении более 3 км, дости-
гает 150 м. Длина земляных потоков определяется высотой и крутизной
транзитной части склона. Благодаря высокому гипсометрическому поло-
жению цсстрых глин, условия для образования оползней одинаково бла-
гоприятны как иа берегах крупных рек, так и в оврагах.
Оползни в тортоиском ярусе известны на Подольском плато в бас-
сейнах притоков Днестра, иа севере Молдавии^ в долинах Прута и его
притоков. На Подольском плато.они в большинстве случаев висячие,
так как нижние части склонов сложены устойчивыми породами силура.
Очень широко распространены оползни в сарматском ярусе, где слои
глин имеются во всех трех отделах (Молдавия). Так, в пределах цент-
ральной Молдавской возвышенности и центрального Припрутья отмече-
но свыше 500 оползней. Они приурочены к берегам рек и к оврагам
и развиваются на разных уровнях. В связи с большой глубиной расчле-
нения (до 150—180 м в Кодрах) оползни в большинстве крупные пло-
щадью до 1—3 км2. Па юго-западе Украины оползни, связанные с раз-
давливанием глин сармата, известны по Днестру и его притокам, в бас-
сейнах среднего течения Тилигула и правых притоков Ю. Буга. В При-
азовье оползни в глинах сармата отмечены на Миусском лимане и в
бассейнах правых притоков Мнуса, а также в отдельных местах на се-
верном берегу Азовского моря. В бассейне нижнего течения Дона опол-
зни в сармате известны у ст. Константиновской, в окрестностях Росто-
ва-на-Дону и Новочеркасска. Они отмечены и на левом берегу Маиыча.
Оползни в глинах мэотиса развиты на юго-западе Молдавии и при-
лежащей части территории Украины между Дунаем и Днестром, на
склонах долин бассейна Тилигула (в среднем и нижнем течении), по
правым берегам лиманов — затопленных устьев рек, впадающих в Чер-
ное море, а также на берегу моря в районе Одессы и восточнее нее до
155
Очакова. На берегу Черною моря оползни в мэотисе развиваются при
высоте берегового склона 20—25 м и выше, они тянутся почти непре-
рывно на протяжении многих километров (около 20 км па территории
Одессы). Восточнее Днепра оползни известны на р. Молочной у Мели-
тополя и па территории Ростова-на-Дону.
Оползни в балтском свите распространены также па юго-западе Ук-
раины в бассейнах верхней и средней части р. Тилигула и правых при-
токов 10. Буга.
В плиоценовых отложениях оползни развиты в различных гори-
зонтах. Оползни, приуроченные к понтическим глинам, известны на юге
Молдавии и в Придунайской части территории Украины. В остальных
районах, повидимому, понтические отложения только пассивно увлека-
ются оползнями, связанными с разрушением подстилающих их мэоти-
ческих или сарматских глнн.
На берегах Азовского моря оползни местами связаны с еще более
молодыми отложениями плиоцена, не везде точно определенными (меж-
ду Ждановым и Бердянском — с куяльннцкимн).
Красно-бурые скифские глины (и примерно соответствующие им
бурые глины Центральной Украины) часто участвуют в оползневых про-
цессах. В южных районах Русской платформы во многих случаях они
только пассивно увлекаются оползнями, возникающими в нижез а летаю-
щих глинах различных горизонтов неогена, но во многих случаях ополз-
ни, несомненно, связаны с разрушением красно-бурых глин. Оползни в
краспо-бурых глинах распространены на юго-западном склоне Русской
возвышенности в бассейне некоторых правых притоков Дона, Сев. Дон-
ца, левых притоков Днепра, на Каховском водохранилище, на берегах
Азовского моря, па Ергепипском плато, на берегах Маныча, Кубани и
Кумы, известны в Ростове-на-Допу и других местах. Для участка бере-
га Азовского моря западнее Ейска отмечено, что там, где кровля красно-
бурых глип поднимается выше подошвы склона, оползни начинают воз-
никать при высоте берега более 15 м. В большинстве случаев красно-бу-
рые глины залегают на небольшой глубине (до 20—25 м) и оползни в
пих некрупные. Однако иногда высота склона над подошвой краспо-бу-
рых глип много больше и соответственно оползни достигают больших
размеров. Наиболее крупные глубокие оползни, связанные с раздавли-
ванием краспо-бурых глин, известны на правом берегу Кубани, особенно
на участке от ст. Кавказской до устья р. Лабы, где высота берега более
40—50 м и местами достигает 70—80 м.
Глубокие оползни-блоки, связанные с нарушением общего равнове-
сия склонов, врезанных в четвертичные отложения, известны в
ледниковом комплексе и имеют большее распространение в пределах
области калининского оледенения. Реже они встречаются между грани-
цами калининского и максимального оледенения. Ни для одного гене-
тического типа отложений, развитых в зоне ледниковой аккумуляции, не
установлена минимальная высота склонов, при которой начинают возни-
кать глубокие оползни. Для большинства генетических типов четвертич-
ных отложений опа пиже, чем для дочетвертичных глинистых пород.
Поэтому на территориях Белоруссии, Прибалтийских республик, Нов-
городской и Псковской областей, характеризующихся малой глубиной
вреза рек и почти полным отсутствием глубоких оползней в дочетвер-
тичных породах, оползни, связанные с нарушением общей устойчивости
четвертичных отложений, встречаются на склонах высотой всего 10—
20 м. Отдельные оползни в четвертичных образованиях на Немане про-
тягиваются вдоль реки на 200—400 м и имеют ясно выраженный фрон-
тальный тнп. Особенно значительного развития достигают оползни а
156
ледниковом комплексе в бассейне Печоры, где при высоте склонов 40—
60 м они иногда тянутся вдоль рек непрерывной полосой на протяже-
нии многих сотен метров.
Наиболее склонными к образованию оползней раздавливания явля-
ются озерно-ледниковые и озерные глины, особенно ленточные. Напри-
мер, в Эстонии в низовьях рек Пярну и Казарм, глубина вреза которых
не превышает 10 м, в ленточных глинах возникали типичные глубокие
оползни раздавливания фронтального типа протяжением до 100 и даже
180 м. В озерно-ледниковых глинах известны и висячие оползни: на пра-
вобережье Дона в бассейнах рек Потудани и Тихой Сосны, где озерно-
ледниковые глины залегают на высоких террасах Дона и его притоков.
По-видимому, легко образуют оползни и глинистые породы морских
отложений бореальных трансгрессий. Приуроченные к ним оползни ши-
роко развиты в бассейне Печоры.
Наименее ясны условия образования оползней в морене. Моренный
валунный суглинок обычно отличается значительной прочностью и ус-
тойчивостью в склонах и искусственных откосах высотой 15—20 м и да-
же 30 м. В то же время на участках развития морены оползней много-
и среди них известны типичные глубокие оползни-блоки фронтального-
типа, возникавшие на склонах высотой всего 15—20 м. Трудно думать,
что они всегда были связаны с недостаточной прочностью самой море-
ны. Для некоторых районов прямо указывается, что оползни в морене
возникают только в тех случаях, когда в ней или непосредственно под
ней имеются линзы или прослои более слабых пород. Иногда оползни
морены бывают следствием раздавливания глинистых прослоев, иногда
могут быть связаны с выплыванием водонасыщепных песков. Условия
же для выплывания особенно благоприятны при вскрытии склоном или
откосом замкнутых песчаных линз. Во многих случаях оползни, связан-
ные с мореной, могут быть поверхностными, особенно среди оползней
малых размеров, измеряющихся первыми десятками метров. Реже всего-
оползни в ледниковом комплексе бывают связаны с флювиогляциальны-
ми отложениями, среди которых преобладают пески и супеси. Однако
при наличии в их толще более или менее выдержанных глинистых про-
слоев возникают оползни (правый берег р. Воронеж). Во внеледнико-
вой области глубокие оползни четвертичных отложений связаны преи-
мущественно с отложениями морских и речных террас.
Наиболее широкое региональное распространение имеют оползни
в отложениях хвалынской трансгрессии Каспия, связанные со слабо-
уплотненными шоколадными глинами. Они изредка встречаются в от-
дельных местах Среднего Поволжья, но чаще в Нижнем Поволжье, на-
чиная примерно от Камышина до Енотаевки. Наибольшее развитие
оползни в хвалынских глинах имеют у Волгограда, на южном участке
города они тянутся вдоль Волги почти непрерывно на протяжении 18км.
Оползни возникают при высоте склона над подошвой хвалынских глигг
от 10 м и более, а при высоте 25—27 м достигают значительных раз-
меров (до 100 м в длину и до нескольких сот метров в ширину). Боль-
шинство оползней имеют фронтальную форму, при высоком залегании
глин образуются висячие оползни. На участках, где хвалынская терра-
са прислонена к коренному берегу и хвалынские глины залегают на-
клонно, возникали оползни скольжения по наклонным поверхностям
ослабления (северная часть Волгограда). Наконец, только в хвалын-
ских глинах у Волгограда произошел единственный известный на Рус-
ской платформе оползень, имеющий характер хорошо изученных за ру-
бежом регрессивно развивающихся оползней в высокочувствительных
глинах, имеющих в плане форму цирка с суженной горловиной. Он об-
157
разевался на участке, где молодые хвалынскис глины имеют максималь-
ную мощность и в связи с этим характеризуются наименьшим уплот-
нением и наибольшей влажностью в своей средней и нижней части. На
Западном Маныче оползни связаны с хвалынски.ми озерными отложе-
ниями (буртасские глины). Они развиваются при высоте склонов до
30—35 м, протяженность отдельных ополз-
выахпа склмов, и
невых участков измеряется километра-
ми.
В древнеэвксипских отложениях Чер-
номорского бассейна оползни известны
на северном берегу Азовского моря и по
долине р. Молочной в Приазовье.
Оползни в отложениях речных тер-
рас образуются редко. Они известны
главным образом в бассейне Камы. В не-
которых случаях эти оползни могут быть
связаны и с подстилающими аллювий
глинами неогена.
Лессы и лессовидные породы на
Русской платформе достигают мощности
20—30 м. На склонах такой высоты
Рис. 32. Графика предельного
•соотношения высоты и заложе-
ния склонов па Русской плат-
форме, слагаемых глинистыми
породами разного возраста (со-
ставила. Е. П. Емельянова):
1 — пермских; 2 — юрских; 3 —
меловых; 4 — неогеновых (а —
пестрые глины Приднепровья,
5 — мэотические глины Черно-
морского побережья); 5 — чет-
вертичных (в — хвалынские
глины, г — ленточные глины).
6 — соотношение высоты и за-
ложения оползпевого склона,
подстилаемого глинистыми по-
родами докембрия (на Днест-
ре); 7 — то же неогена (в
разных районах н горизонтах)
оползни, связанные с разрушением поч-
ти горизонтально залегающих лессовых
пород, не возникают; интенсивно подмы-
ваемые берега, иа всю высоту сложен-
ные лессами, разрушаются только обва-
лами, например, на северо-западном бе-
регу Черного и на берегах Азовского мо-
рей* Лессовидные породы очень часто
только пассивно увлекаются оползнями,
связанными с разрушением подстилаю-
щих их пород. Однако известны имею-
щие характер оползней деформации лес-
сов, связанные с их просадками при про-
мачивании иа берегах вновь созданных
водохранилищ на Украине.
Таким образом, глубокие оползни
возникают почти во всех страти-
графических подразделениях осадочных отложений, развитых иа Рус-
ской платформе, содержащих слои глинистых пород, если высота скло-
нов (общая или над подошвой соответствующего глинистого горизон-
та) превосходит определенную минимальную, различную для каждого
горизонта величину. Чем выше склон, тем меньше его предельная кру-
тизна, при которой возникает глубокий оползень.
Примерная зависимость предельного заложения (или горизонталь-
ной проекции) склонов от их высоты для наиболее крупных стратигра-
фических подразделений отложепий, развитых иа Русской платформе,
показана на рис. 32. Как видно из графика, склоны в глинистых отложе-
ниях всех систем (кроме юрской) подчиняются общей закономерности:
чем моложе отложения, тем меньше в них предельная крутизна скло-
нов при той же высоте или наоборот меньше максимальная высота скло-
нов при той же крутизне. Для различных генетических типов четвертич-
ных отложений диапазон колебаний кривых зависимости предельных
высот и заложения очень широк. Наиболее слабыми являются ленточ-
ные глины, где предельной крутизне 15’ соответствует максимальная вы-
158
сота склона около 8 м. В хвалынских — высота склонов возрастает до
25 м, в различных горизонтах неогена — до 50—55 м, в меловых отло-
жениях — до 160 м. Таким образом, влияние возраста пород на условия
возникновения оползней в условиях немстаморфизовапных отложений
на Русской платформе очень велико.
Только юрские отложения Русской платформы нарушают эту зави-
симость. Предельная крутизна склонов, подстилаемых юрскими глина-
ми, близка к предельной крутизне склонов в различных горизонтах нео-
гена и значительно меньше, чем в меловых отложениях при той же вы-
соте, а минимальная высота оползневых склонов в них даже ниже, чем
в неогене. Более детальное изучение предельной зависимости между вы-
сотой и крутизной склонов, произведенное для отдельных ярусов н еше
более дробных подразделений, может выявить и другие отклонения от
этой общей закономерности.
Смещение глубоких оползней имеет характер отдельных сравни-
тельно кратковременных и крупных подвижек. Продолжительность от-
дельных подвижек в большинстве случаев измеряется часами, их ампли-
туда — метрами и десятками метров. Продолжительность периодов
между такими подвижками на одном и том же склоне измеряется мно-
гими годами, чаще десятками и сотнями лет. Так, на Соколовой горе
(Саратов) за последние 190 лет средний интервал между подвижками
составил 26 лет, в районе Ланжерона (Одесса) за 170 лет интервал
был — около 20 лет. На многих оползневых склонах за последние 100—
150 лет отмечено всего по одной крупной подвижке и еще больше ополз-
невых склонов, на которых глубокие смещения в исторический период
не отмечены. Только в некоторые стадии развития глубоких оползней
и при их непрерывном подмыве они смещаются систематически, почти
ежегодно.
Хотя поверхностные оползни распространены на Русской платфор-
ме очень широко, количественных их характеристик очень мало. Массо-
вый же фактический материал по поверхностным оползням еще не ана-
лизировался и не обрабатывался с применением точных приемов ни для
одного района Русской платформы. Поэтому для поверхностных ополз-
ней невозможно дать такую же развернутую характеристику условий-
их образования, как для глубоких оползней. Поверхностные оползни-
первого порядка связаны в основном с делювием и элювием коренных
пород, различного возраста, преимущественно глинистого состава, на
особенно широко распространены в районах выхода на поверхность
верхнеюрских и майкопских глин. Они имеют небольшие размеры,обыч-
но измеряющиеся первыми десятками метров и редко достигающие
100- 200 м. Форма оползней почти изометричпая, циркообразная
Среди поверхностных оползней первого порядка встречаются оплы-
вины, ограниченные по глубине зоной промачивания или оттаивания
рыхлых пород. Поверхностные оползни, образующиеся на склонах, де-
формированных глубокими оползнями, на Русской платформе характе-
ризуются большим разнообразием форм и значительно большим диапа-
зоном размеров, чем поверхностные оползни первого порядка. Так, дли-
на поверхностных глетчеровидных оползней нередко достигает 600—
700 м, например, на Ульяновском оползневом склоне. Режим смещений
поверхностных оползней очень разнообразен. Некоторые из них, в ос-
новном крупные глетчеровидные, смещаются часто, почти ежегодно, но
амплитуды их смещений малы и измеряются сантиметрами. Некоторые
оползни, особенно оплывины, смещаются только один раз.
Почти все оползни Русской платформы, рассмотренные выше, яв-
ляются современными в геологическом смысле, т. е. время их образова-
159
>пия или последних подвижек происходило в голоцене. Среди них есть
•свежие и старые, с более или менее сглаженной и заросшей раститель-
ностью поверхностью. Несомненно, древние оползни, к которым при-
слонены террасы разного возраста, распространены так же широко. Не-
которые обнаружены по разрезам вдоль пересекающих их оврагов, не-
которые — при разведке склбнов, особенно для гидротехнического строи-
тельства.
Связь активности глубоких оползней с подмывом склонов на всей
Русской платформе очевидна. Всюду, где идет интенсивный подмыв
склонов, оползни имеют следы недавних подвижек, или поверхностных
смещений. При прекращении подмыва активность оползневых процес-
сов затухает. Исключением являются места, где оползневые процессы
оживлены деятельностью человека (строительные работы, связанные с
перемещениями масс грунта). В конечном счете все глубокие оползни
Русской платформы (за исключением антропогенных) генетически свя-
заны с современным или происходившим ранее подмывом, увеличивав-
шим крутизну склонов, а иногда и их высоту. Критическая крутизна
достигается в процессе подмыва наиболее часто в тех случаях, когда
в верхней части склонов лежат породы, способные держать крутые от-
косы (известняки, песчаники, мел, лессы и др.).
Поверхностные оползни образуются в результате комплекса при-
чин: подмыва, увеличивающего крутизну склона; выветривания, увели-
чивающего мощность элювия; подвижек глубоких оползней, создающих
«на склоне местные крутые уклоны и разрыхленные образования, а так-
же наклонные поверхности ослабления в смещенных блоках пород. По-
этому, хотя преобладающее большинство активных поверхностных опол-
зней также приурочено к подмываемым склонам, они иногда возникают
« на древних склонах даже без участия человека.
Связь оползневых процессов с современными тектоническими дви-
жениями проявляется через процессы подмыва. На Русской платформе
там, где имеется непосредственная прямая связь интенсивности подмы-
ва со знаком и интенсивностью современных вертикальных движений,
•столь же ясно выражена и связь оползней с современной тектоникой.
На поднимающихся берегах морей урез воды отступает от берега, на
участках опускания усиливается абразия, т. е. возникают условия, бо-
лее благоприятные для развития оползневых явлений. На Русской плат-
форме почти все известные районы развития оползней на морских бе-
регах приурочены к областям современных опусканий; Калининградский
полуостров на Балтийском море, берега Мезенского залива на Белом
море, п-ов Кэиин и о. Колгуев иа Баренцевом море, Одесское побережье
Черного моря и большая часть берегов Азовского моря. Однако иа уча-
стках, защищенных от действия воли аккумулятивными формами, опол-
зни не развиваются. Поэтому определение «абразионный берег» более
полно характеризует возможность возникновения оползней, чем опреде-
ление «берег опускания».
Для развития оползней, приуроченных к эрозионной сети, более бла-
гоприятны, наоборот, участки поднятий, так как на них обычно наблю-
дается более интенсивная глубинная эрозия и большая глубина вреза.
На Русской платформе такая связь наблюдается в районах развития
оползней, приуроченных преимущественно к мелкой эрозионной и ов-
ражно-балочной сети, особенно в Молдавии, где наибольшая интен-
сивность развития оползней наблюдается в пределах возвышенности
Кодры, испытывающей наибольшую скорость поднятия и с наиболее глу-
боко расчлененной эрозионной сетью, К области поднятия относятся
также Среднерусская возвышенность и юго-западная часть Украины,
160
где большинство оползней приурочено к мелкой эрозионной сети. Одна-
ко на крупных реках, на которых подмыв обусловлен не столько глубин-
ной, сколько боковой эрозией, связи распределения оползней с совре-
менными вертикальными движениями нет. Так, на Волге и Каме ополз-
невые процессы очень интенсивны и в области опусканий. Таким обра-
зом, в долинах рек влияние гидрологических процессов на развитие
оползней превалирует над влиянием современной тектоники.
По сейсмическому районированию па Русской платформе только
территория Молдавии и соседние части Украины относятся к семибал-
льной зоне. И только для Молдавии имеются указания на связь неко-
торых оползней с землетрясениями (землетрясение 1940 г. интенсивно-
стью 7 баллов).
Заметно сказывается на развитие оползней на Русской платформе
наличие многолетней мерзлоты. Так, на северо-востоке европейской ча-
сти Союза, где мощность многолетнемерзлых пород достигает значи-
тельной величины, глубокие оползни почти полностью отсутствуют. По-
верхностные же смещения в виде солифлюкции достигают в этой обла-
сти особенно широкого развития. Кроме того, в области многолетней
мерзлоты при интенсивном подмыве возникают специфические деформа-
ции берегов оползневого характера, связанные с протаиванием погре-
бенных льдов, обнажающихся в склонах (берега п-ова Канин и о. Кол-
гуев) . Влияние различий в климатических условиях сказывается на воз-
никновение оползней только количественно. Так, различие в степени
увлажнения в разных частях Русской платформы может влиять па пре-
дельные соотношения, определяющие возникновение оползней, но кон-
кретных данных о таком влиянии пока нет.
Более заметно сказывается влияние климатических различий на ре-
жим оползневых процессов. На большей северо-восточной части плат-
формы, где глубина сезонного промерзания значительна и длительные
оттепели зимой, как правило, отсутствуют, оползневые процессы зимой
прекращаются. В южных и юго-западных районах Русской платформы
оползневые смещения наблюдались во все месяцы года. Периоды мак-
симального промачивания поверхностных отложений, наиболее благо-
приятные для оползневых подвижек, в разных местах платформы так
же наступают в разные периоды года. Однако конкретных данных о
времени смещения оползней для Русской платформы слишком мало для
более детальных обобщений.
Влияние подземных вод на распространение оползней изучено не-
достаточно. Поскольку оползни приурочены к глинистым, т. е. водо-
упорным породам, подземные воды всегда содержатся в толщах пород,
слагающих оползневые склоны. Однако они в равной мере присутству-
ют на активных, на старых, на древних оползнях и на устойчивых скло-
нах. Пока ни для одного района развития оползней не доказана на
массовом материале закономерная связь между распространением
оползней или их активностью и количественными характеристиками гид-
рог- ологических условий. Влияние колебаний уровня подземных водна
время возникновения оползней несомненно, но и этот вопрос пока в
должной степени ие изучен. Не отмечается также преимущественной
приуроченности оползней к склонам, характеризующихся значительной
площадью поверхностного водосбора выше бровки срыва оползней.
На берегах крупных рек, характеризующихся интенсивным наступле-
нием на правый берег, водораздел часто проходит близко к оползневому
склону, а непосредственно за бровкой срыва оползня начинается обрат-
ный уклон. Мало фактических данных и для оценки влияния на разви-
тие оползневого процесса растительного покрова. На Русской платформе
161
глубокие оползни в равной мере распространены и в зоне лесов и в зоне-
сухой степи, но наиболее благоприятные условия для их развития по-
видимому создаются в средней полосе Русской платформы, где уже нет-
лесов, но степень увлажнения еще достаточно высока.
О масштабе развития оползней на Русской платформе дают пред-
ставление следующие цифры: протяженность оползневых берегов на двух
водохранилищах Камы 155 км, на водохранилищах Волги — более
1000 км; протяженность южного оползневого берега Азовского моря,
восточнее Ейска, достигает 65 км, а на северном берегу Азовского моря
у Бердянска оползни тянутся почти непрерывно на протяжении 30 км.
Из 20 крупнейших (по переписи 1971 г.) городов, расположенных на<
Русской платформе, оползни известны в 10 (Москва, Киев, Горький,
Одесса, Казань, Волгоград, Ростов-на-Дону, Уфа, Саратов, Воронеж).
Некоторые оползни в городах являются полностью антропогенны-
ми, возникшими в связи со строительными работами. Такой оползень,
возникший при строительстве набережной, известен даже в Ленингра-
де, по своему рельефу совершенно неподходящем для возникновения
оползней в природных условиях. Однако большинство оползней явля-
ются природными. Деятельность человека только способствовала их
активизации или возникновению на их фоне более мелких антропоген-
ных оползневых образований. Особенно большие осложнения возника-
ли в связи с необходимостью сооружения путей сообщения через ополз-
невые склоны (в Киеве, Ульяновске, Горьком и др.). Наибольшие за-
труднения при строительстве и эксплуатации железных дорог представ-
ляли крупные н глубокие природные оползни, на которых приходилось
располагать железнодорожные пути, главным образом в местах пере-
сечения крупных рек, имеющих низменный левый и высокий крутой-
иравый берег (оползневые косогоры). Значительные затруднения доста-
вили и потому получили наибольшую известность Ульяновский, Батрак-
ский, Князевский и Увекский косогоры на Волге Известны также Окс-
кий косогор в г. Горьком, Алатырский косогор на р. Сурё, Полтавский,
Карловский и Красноградский косогоры на левых притоках Днепра,.
Трощинский косогор в районе Каневских дислокаций и др.
Борьба с оползнями на железных дорогах начиналась немедленно*
после их обнаружения. Многие участки давно приведены в устойчивое
состояние, однако на некоторых, главным образом, подмываемых косо-
горах, на которых мероприятия по защите от подмыва нс были осуще-
ствлены или были произведены в недостаточном объеме, оползневые
деформации происходят и в настоящее время. Антропогенные оползни
возникали также при строительстве шоссейных дорог и каналов, при
устройстве карьеров и разрезов в породах разного возраста: в докемб-
рии (Кривой Рог), палеозое (Тихвинский карьер), мезокайнозое (ка-
менноугольные месторождения Башкирии) и особенно много — в тре-
тичных отложениях Украины. В последние 20—30 лет значительная ак-
тивизация оползневых процессов вызвана созданием водохранилищ на-
многих крупных реках Русской платформы.
Наиболее крупными на Русской платформе являются глубокие
оползни, связанные с раздавливанием почти горизонтальных слоев гли-
нистых пород. Они же создают наибольшие трудности при любом виде
строительства. Их широкое развитие является особенностью Русской
платформы и обусловлено широким распространением немета морфизо-
ванных глинистых пород, обычно перекрытых породами другого сос-
тава, и наличием довольно густой эрозионной сети, во многих местах
характеризующейся значительной для равнинных условий глубиной
вреза.
162
Карст. На территории Русской платформы широко распространен
как древний, так и современный карст. Древние формы карста встре-
чаются в породах почти всех основных стратиграфических подразделе-
Рис. 33 Схематическая карта закарстованных пород Русской платформы:
1 — карбонатные породы; 2 — сульфатно-карбонатные породы; 3 — мело-мергельные
породы; 4 —гипсы, ангидриты; 5 — соль; 6 —соляные купола; 7 — 1раницы рас-
пространения карстующихся пород
«ий, начиная с раннего палеозоя, и связаны в своем образовании с кон-
тинентальной (субаэральной) обстановкой, неоднократно устанавливаю-
щейся на Русской платформе в течение длительной истории ее геоло-
гического развития.
163
Современные карстовые формы связаны с карстовыми процессами,
развивающимися в настоящее время в толщах карбонатных и галоген-
ных пород разного возраста, залегающих на небольшой глубине от
поверхности. На Русской платформе развиты все основные типы карста!
(рис. 33): карбонатный (с известняковым и доломитовыми подтипами);
меловой (выделяется в самостоятельный тип в силу ряда присущих
ему специфических особенностей); гипсовый (часто встречающийся в-
сочетанни с карбонатным); соляной (обычно встречающийся в сочета-
нии с гипсовым и карбонатным).
Карбонатный карст распространен на Русской платформе-
наиболее широко. В своем современном развитии он приурочен к мес-
там неглубокого залегания карбонатных пород. На южном склоне Бал-
тийского щита, в Приднестровской возвышенности он связан с порода-
ми ордовика и силура, в Прибалтике и на северном склоне Воронежской
антиклизы — с породами девона, на северо-западной, западной и южной:
окраинах Московской синеклизы, на Тимане и окраинах Печорской си-
неклизы — с породами карбона; на Токмовском своде — с породами
карбона и ннжней перми; на Уфимском плато — с породами нижней
перми; на северном склоне Причерноморской впадины — с породам»
неогена.
Для районов развития карбонатного карста характерны такие фор-
мы, как бессточные долины, слепые овраги. Наблюдаются также обиль-
ные карстовые источники. Воронин в районах развития карбонатного-
карста на Русской платформе встречаются довольно редко и плотность-
их обычно невелика. Встречаются, однако, и такие районы, где на 1 км2’
площади приходится несколько десятков и даже сотен карстовых воро-
нок. К числу таких районов относится западный склон Уфимского пла-
то, где средняя плотность карстовых воронок достигает 250 штук на
1 км2, а коэффициент закарстоваиности — 21% (Голубева, 1953).
Большое влияние на формы и масштабы проявления карста иа зем-
ной поверхности оказывают физико-механические свойства и состав по-
крывающих пород. Так, в прочных покрывающих породах преобладают*
процессы оседания и обрушения, а в рыхлых породах — их размыв и-
вымывание в карстовые полости. При большой прочности и мощности1
покрывающих пород провалы происходят редко, но могут иметь более
крупные размеры. В районах карбонатного карста широко развиты так-
же различные подземные формы: расширенные трещины, полости раз-
личной формы и размеров, зоны кавернозных, ослабленных и разрушен-
ных пород, вплоть до превращения в карстовую брекчию, состоящую*
из обломков пород и мучнистого заполнителя. В доломитах полости
обычно заполнены доломитовой мукой, характеристика которой приве-
дена в гл. 13, 14 н 15.
Растворимость карбонатных пород в природных подземных водах
невелика (не более нескольких сотен миллиграмм на литр). Однако к
больших массивах карстующихся пород количество растворимого и вы-
носимого материала может быть значительным. Так, подземная карсто-
вая денудация в некоторых районах Русской платформы (Пермская
обл., Уфимское плато) достигает 12,7—33,4 мм с 1 км2 в год (Горбуно-
ва, 1960; Максимович, Горбунова, 1958). Растворение и вынос материа-
ла приводит к постепенному увеличению подземных карстовых пустот,
что время от времени приводит к нарушению равновесия и провалам
пород, слагающих их кровлю. Число таких провалов даже в весьма ак-
тивных карстовых районах обычно невелико.
На территории Русской платформы широко распространены также-
погребенные карстовые формы, приуроченные к карбонатным породам
164
разного возраста и вскрываемые на разных глубинах буровыми сква-
жинами, шахтами и другими горными выработками. Погребенный карст
в известняках и доломитах обнаружен на Ижорском плато, Валдай-
ской и Среднерусской возвышенностях, Тимане, Жигулях, в Донбассе,
Рис. 34. Провал на территории г. Дзержинска 5/IX 1961 г.
Диаметр провала 26 м, глубина — 5,5 м.
Предкарпатье, в степном Крыму, Прибалтике и других районах. Пред7
ставлен он расширенными трещинами, подземными полостями, прова-
лами, а также различными типичными поверхностными формами, та-
кими как бессточные долины, воронки и др. Размер подземных полостей
может быть весьма значительным. Так, в Среднем Поволжье в перм-
ских известняках была вскрыта полость размером 20X20X30 м, в Кри-
вом Роге, на контакте с рудной залежью, еще более крупные — шириной
в 25—30 м и длиной в несколько километров.
Карбонатный карст представляет значительную опасность для стро-
ящихся инженерных сооружений не столько из-за образования новых
карстовых форм, поскольку процесс карстования развивается довольно
медленно (в масштабах времени строительства и эксплуатации соору-
жений), сколько в связи с нарушением устойчивости кровли уже суще-
ствующих (и медленно растущих) подземных карстовых пустот, не вы-
явленных в процессе изысканий и не залеченных в процессе строитель-
ства. Необходимо при этом учитывать возможность резкой акти-
визации карстового процесса в связи с нарушением режима подземных
вод, вызванным хозяйственными или инженерными мероприятиями. На
резкую активизацию карстовых процессов на территории Москвы в свя-
зи со значительным снижением уровня грунтовых вод и увеличением
мощности зоны активного водообмена указывает Ф. В. Котлов (1963).
Особенно большие трудности возникают при строительстве на закарсто-
ванных карбонатных породах напорных гидротехнических сооружений.
Некоторые наиболее типичные и интересные примеры рассмотрены
в гл. 24.	,
165
Меловой карст, являясь разновидностью карбонатного, отли-
чается от пего некоторыми особеппостями, связанными со свойствами
мела и мелоподобных пород. На Русской Платформе он развит па тер-
риториях распространения отложений верхнего мела и палеогена. Из
карстовых форм в толще мела встречаются карстовые полости и зоны
разжиженной породы, а па поверхности — немногочисленные карсто-
вые воронки, часто напоминающие по форме блюдцеобразпые запади-
ны, трудно отличимые от просадочных. Карстовые провалы наблюдают-
ся редко и обычно невелики по размерам. Известны, одпако, и участки
интенсивного развития мелового карста. Так, на междуречье Снова и
Ровны в Черниговской обл., где имеются густые скопления карстовых
воронок, нередко случаются провалы значительных размеров. В мело-
вых породах погребенный карст встречен в тех же районах, что и со-
временный. Здесь в основном отмечаются раскарстованпые трещины
шириной до 15 см, выполненные песчапо-глипистыми отложениями и
меловой мукой. Нередко трещины переходят в карстовые полости (Кур-
ская магнитная аномалия).
Гипсовый и карбонатио-гипсовый карст так же на-
блюдается на Русской платформе, хотя и не так часто, как карбонат-
ный. Основная территория его распространения — северо-восток плат-
формы, где залегают галогенные формации пермской системы, вклю-
чающие мощные (50—150 м) гипсово-ангидритовые толщи (Волго-
Уральская антеклиза, Прикаспийская синеклиза), а также в Прибалти-
ке, па Онего-Двинском водоразделе, Кулойском плато, на северном скло-
не Воронежской аптеклизы, в Донбассе и Предкарпатье.
Растворимость гипсов значительна и в природных подземных водах
может достигать 7 г/л, поэтому гипсовый карст развивается много быст-
рее, чем карбонатный. Поскольку, одпако, гипсы и ангидриты слабо
трещиноваты, имеют незначительную пористость (0,1—6%) и практиче-
ски водонепроницаемы, карст развивается, главным образом, по контак-
там с включающими их породами, в особенности с карбонатными, и по
редкой системе трещин. Основная же масса породы остается монолит-
ной, водопроницаемой и практически пезакарстованной.
При залегапии кровли гипсово-апгидритовой толщи ниже или не-
сколько выше базиса эрозии (наиболее обычный случай для северо-вос-
тока Русской платформы) она служит подстилающим водоупором, ог-
раничивающим глубину зоны активного водообмена и активного разви-
тия карста. В этом случае зона активного развития карста захватыва-
ет только кровлю гипсово-аигидритовой толщи, обычно на глубину 5—
15 м, реже более. При залегапии подошвы гипсово-апгидритовой толщи
вблизи долины выше базиса эрозии и наличии подстилающего водонос-
ного горизонта карст может развиваться и по подошве гипсов. Приме-
ром могут служить некоторые районы Предкарпатья. При развитии
карста на контакте гипсов с карбонатными породами наблюдается со-
четание гипсового и карбонатного карста, и процесс в этом случае идет
особенно активно. Иногда контакты оказываются сплошь закарстован-
ными и как бы образуют сплошную карстовую полость пластового ха-
рактера, заполненную карстовой брекчией. При этом вышележащие
породы оседают, дробятся, что в свою очередь способствует развитию
карста в перекрывающих карбонатных породах.
В районе гипсового и карбопатпо-гипсового карста встречаются пе-
щеры как небольших, так и значительных размеров. Очень большие пе-
щеры известны, например, в Приднестровской Подолии: Кривченская
длиной 18,8 км и Млыпки — 14,1 км. Районы гипсового и карбопатно-
гнпсового карста характеризуются также интенсивным развитием раз-
166
личных поверхностных форм, в первую очередь воронок, средняя плот-
ность которых 10—30 штук на 1 км2. На отдельных карстовых полях
плотность воронок достигает 50—100 штук, а иногда даже 400—600
штук на 1 км2. Наиболее характерны воронки диаметром до 15—50 м и
глубиной до 3—8 м. Максимальные же размеры воронок достигают
100—300 м диаметром и 20—30 м глубиной. Во многих карстовых рай-
онах встречаются слепые и полуслепые карстовые овраги и котловины.
Так, в Горьковской области расположена Ворсминская депрессия пло-
щадью около 30 км2, представляющая собой карстовое польс. Оно имеет
весьма сложное строение: в его пределах расположены котловины, час-
тично заполненные озерами, многочисленные карстовые овраги и во-
ронки.
Обычное явление для районов гипсового карста — провалы земной
поверхности. Нередки участки, на которых среднегодовое количество
провалов составляет от 0,1 до 1 на 1 км2, реже более. Чаще всего на-
блюдаются провалы диаметром до 10—12 м и глубиной до нескольких
метров, но довольно обычны и более крупные диаметром до 20—30 м
и глубиной до 10—12 м, а в единичных случаях происходят провалы
диаметром до 40—60 м и глубиной до 20—30 м. К числу наиболее круп-
ных из них относятся: провал 1957 г. вблизи д. Венец, Горьковской обл.—
диаметром 90 м и глубиной 25—27 м; Лкташский провал 1939 г. в рай-
оне г. Альметьевска Татарской АССР — глубиной 52 м.
В районах гипсовою и карбонатно-гипсового карста отмечаются
также обширные мульды оседания. Такая мульда выявлена, например,
в Казани.
В Пермской обл. и Башкирии выявлена полоса древних карстовых
депрессий, приуроченная к границе распространения гипсов и карбонат-
ных пород, в которых обнаружены накопления карстовых брекчий, пред-
ставляющих собой обломки карбонатных пород, сцементированные гли-
нистым материалом. Образование этих депрессий, по-видимому, связано
здесь с сочетанием карбонатного и гипсового карста. При этом слои гип-
сов в течение длительного формирования депрессий были полностью
уничтожены. На Самарской Луке образование брекчневидных доломи-
тов также, по-видимому, связано с растворением гипсов.
Для погребенного гипсово-ангидритового карста, приуроченного к
девонским, нижнепермскнм и неогеновым породам и весьма широко раз-
витого на Онего-Двинском междуречье, Волго-Уральском своде, Ала-
тырско-Горьковском поднятии, в Донбассе, Прикаспии и Прикарпатье
(в последних двух районах наблюдается и погребенный соляной карст)
характерны огромные пустоты диаметром до 300 м и крупные воронки.
Соляной карст развит на Русской платформе локально, в районах
соляных месторождений. Основные районы его распространения: соля-
ные купола Прикаспийской низменности (Баскунчак, Иидер, Соль-Илецк
и др.), соляные месторождения Донбасса (Славянск, Новый Карфаген),
Соликамская депрессия. Из-за очень высокой растворимости каменной
соли (318 г/л при температуре 25°С) соляной карст в благоприятных
гидрогеологических условиях развивается чрезвычайно быстро. Однако
каменная соль отличается высокой пластичностью, и образующиеся в
ней трещины быстро залечиваются. Поэтому в естественных условиях
развитие карста приурочено к кровле и краевым частям соляных зале-
жей. Основная же часть залежи, как и в случае с гипсом, остается прак-
тически иеводоносной и незакарстованной. К тому же образующиеся
рассолы, обладая большим удельным весом, скапливаются па поверх-
ности соляной залежи и защищают ее от дальнейшего растворения. Рез-
кая активизация соляного карста часто происходит при разработке со-
167
ляных месторождений, особенно в тех случаях, • когда не осуществлен
достаточно полный комплекс защитных мероприятий. Активный соля-
ной карст очень опасен: растворение пород идет чрезвычайно быстро,
часто образуются провалы, иногда очень крупные. Так, на Илецком со-
ляном куполе площадью около 5 км2 ежегодно образуется несколько
новых провалов шириной до 4 м и глубиной до 10 м, а иногда и более.
Нередко происходят оседания поверхности (мульды оседания), вызыва-
ющие массовые деформации и разрушения зданий и сооружений (г. Сла-
вянск). Иногда земная поверхность приходит в состояние, непригодное
для хозяйственного использования (Новый Карфаген). При разработке
соляных месторождений приходится вести постоянную борьбу с кар-
стом.
Пространственные закономерности развития совре-
менного карста определяются составом и условиями залегания отложе-
ний, строением рельефа, гидрогеологическими условиями, ландшафтно-
климатической обстановкой и рядом других факторов. Ведущая роль
принадлежит литологии, поскольку присутствие в разрезе растворимых
карбонатных или соленосных пород является непременным условием раз-
вития карста. D связи с этим и границы распространения современного
карста контролируются в первую очередь площадью неглубокого зале-
гания растворимых пород. Существенную роль играют структурно-текто-
нические условия. Так, карст приурочен в основном к сводовым частям
положительных структур, где мощность рыхлых покровных отложений
невелика, породы характеризуются повышенной трещиноватостью и фор-
мируется мощная зона активного водообмена. Проявления современно-
го карста наблюдаются также в местах сопряжения положительных и
отрицательных структур, с которыми часто совпадают крупные разрыв-
ные нарушения, контакты между толщами пород различного литологи-
ческого состава, зоны повышенной трещиноватости пород и др. Большое
влияние на развитие карста оказывает также мощность* и состав по-
крова рыхлых неоген-четвертичных отложений, которые на преоблада-
ющей площади Русской платформы представлены слабоводопроницае-
мымн глинистыми разностями (покровные н моренные суглинки в север-
ной части региона, лессовые толщи — в южной). Наблюдения показы-
вают, что при мощности глинистых отложений более 40—100 м развитие
карста на водоразделах практически прекращается и он локализуется
в пределах речных долин и открывающихся в них балок и оврагов. По-
скольку такая картина типична для большей части площади, некоторые
исследователи (Родионов, 1963) называют карст Русской платформы
эрозионным. Если покровные отложения имеют небольшую мощность,
карст может формироваться и вдали от эрозионных врезов, но такая
картина для Русской платформы не является типичной. Не сказывается
существенно на развитии карста и покров хорошо водопроницаемых пес-
чаных отложений.
Существенно влияют на развитие карста гидрогеологические усло-
вия, связанные в свою очередь со структурно-тектонической обстанов-
кой, составом отложений, характером рельефа, дренирующим влиянием
эрозионной сети. Наиболее благоприятные условия для развития карста
создаются в зоне сезонных колебаний уровня грунтовых вод. С глуби-
ной, в зоне полного водонасыщения, интенсивность развития карста сни-
жается, а ниже границы зоны активного водообмена процессы карсто-
образования почти полностью прекращаются. В результате анализа гид-
рогеологических условий в большинстве случаев можно выделить зоны,
где они благоприятствуют развитию карста, и зоны, где условия для раз-
вития карста неблагоприятны или даже карст отсутствует. Отмечено,
168
что в любых условиях карст развит крайне неравномерно. При этом
выделяются очаги интенсивного развития карста, ореолы слабого его
развития и площади, практически незакарстованные. Причина такой
неравномерности складывается из совместного влияния многих факто-
ров: наличия ослабленных тектонических зон, деталей строения рельефа,
изменения мощности и состава покровных отложений, фациальной из-
менчивости отложений, распределения поверхностного стока, наличия
в геологическом разрезе «окон», обеспечивающих взаимосвязь между
водоносными горизонтами, подземных ложбин стока в кровле малово-
допроницаемых пород и др. Нередко очаги интенсивного развития кар-
ста приурочены к местам с резкими неровностями рельефа в кровле рас-
творимых пород. Возможно это объясняется концентрацией в таких мес-
тах местных механических напряжений в горных породах, вызывающих
развитие трещиноватости, а следовательно, и карста.
Хотя карст развивается на всей территории Русской платформы —
от северных широт, где господствует полярный климат, до засушливых
степей Прикаспия, но влияние климатических условий на интенсивность
развития карста также проявляется достаточно заметно. Важнейшими
климатическими факторами, воздействующими на карстовые процессы
и закономерности их пространственного распределения, являются ат-
мосферные осадки и температура воздуха. Роль атмосферных осадков
в развитии карста определяется их непосредственным воздействием на
карстующиеся породы. Атмосферные осадки представляют собой мно-
гокомпонентный химический раствор, формирующийся из жидкой со-
ставляющей, газов и твердого вещества, содержащихся в атмосфере в
виде аэрозолей и ядер конденсации. В результате этого атмосферные
осадки обладают высокой и непостоянной по площади агрессивностью.
Основным компонентом, создающим агрессивность атмосферных осад-
ков, является углекислота, поступающая в атмосферу главным образом
за счет жизнедеятельности микроорганизмов и растительности на суше
и в океане, разложения органического вещества в почвах и некоторых
других процессов. В современную эпоху существенную роль начинают
играть и антропогенные факторы — промышленные предприятия, тран-
спорт, отопление жилых помещений и др. Количество углекислого газа,
поступающего в атмосферу, изменяется от 5 до 20 т/сут, причем, как
отмечает А. А. Колодяжная (1970), наблюдается зависимость его рас-
пределения в атмосфере с климатической зональностью. Наименьшее
количество углекислого газа (1,7—2 тыс. т/км2 площади за год) выде-
ляется в атмосферу в северной климатической зоне с наиболее коротким
вегетационным периодом. В лесной зоне эта цифра увеличивается до
2,1—2,3 тыс. т/км2, а в степной даже до 2,4—2,8 тыс. т/км2 за год. Ком-
понентом, увеличивающим агрессивность атмосферных осадков, являет-
ся также сернистый ангидрит, выбрасываемый в атмосферу главный
образом промышленными предприятиями и ТЭЦ. На большей част*
Русской платформы количество сернистых соединений, поступающих в
атмосферу (в пересчете на сульфат-ион), составляет 5—8 т/км2 за год,
но в районах промышленно-территориальных комплексов и крупных
ТЭЦ часто возрастает до 15—20 т/км2 за год. В связи с присутствием
перечисленных химических компонентов pH атмосферных вод снижает-
ся до 3,5—6,5. Низкая pH характеризуется и влага, выпадающая на по--
верхность почвы в виде росы. Однако судить о степени агрессивности
вод, поступающих в толщу пород за счет инфильтрации атмосферных
осадков, только по приведенным выше цифрам было бы неверно, так
как химический состав осадков, поступающих на поверхность земли,
претерпевает существенные изменения под воздействием растительности,
169
Микроорганизмов, процессов разложения органического материала. Как
показывают наблюдения, корневая система различных растений выделя-
ет в почву в процессе жизнедеятельности различные органические кис-
лоты и значительное количество углекислого газа (до 1/8—1/5 веса рас-
тений). В этом же направлении сказывается и деятельность микроорга-
низмов, разрушающих лесную подстилку. Поскольку характер и состав
растительного покрова подчинен ландшафтно-климатической зональ-
ности, эта закономерность находит отражение в составе и в степени аг-
рессивности почвенных растворов. Обобщение, сделанное А. А. Коло-
дяжной (1970), показывает, что наиболее агрессивные почвенные раст-
воры с pH 3—3,3 формируются на Крайнем Севере, в пределах Больше-
земельской н Малоземельских тундр. В лесотундровой подзоне и север-
ной части лесной зоны pH почвенных растворов возрастает до 3,5—4,5,
в центральной и южной частях лесной зоны - до 4,5—5, в степной зо-
не -до 5—6,5 и в засушливых районах Прикаспия — до 6,5—8. Эти
данные свидетельствуют о том, что в пространственном распростране-
нии современного карста на Русской платформе должна отчетливо про-
слеживаться зональность. Это подтверждается весьма активным разви-
тием карстовых процессов в северных районах Русской платформы (Ти-
ман, Прибалтика, северо-западная часть Московской синеклизы), и
значительно менее активным — в южных.
Распространение древних карстовых форм на Русской платформе
иодчннено несколько иным закономерностям. Это объясняется тем, что
на определенных этапах развития Русской платформы складывались
условия, отличающиеся от господствующих в настоящее время и в ряде
случаев значительно более благоприятные для развития карста (отсут-
ствие покрова нерастворимых пород, более высокое положение плат-
формы, наличие глубоковрезанной эрозионной сети и др.). В результате
в некоторых стратиграфических комплексах карст приобрел характер
площадного и встречается в таких районах, где своевременные карсто-
вые формы отсутствуют. Примером может служить карст в отложениях
среднего и верхнего карбона Московской синеклизы, распространенный
ис только на крыльях, но и в центральных частях этой структуры
(Москва и Подмосковье). Это обстоятельство имеет большое практиче-
ское значение, так как требует учета возможного влияния карста на
строительство сооружений и в таких районах, которые в отношении со-
временного карста могут считаться вполне спокойными.
В отдельных районах Русской платформы карст развивался r не-
сколько этапов (включая и современный), разделенных геологическими
перерывами. В этом случае картина пространственного распределения
карстовых форм оказывается особенно сложной и трудно поддастся рас-
шифровке (Уфимское плато и др ).
На Русской платформе накоплен богатый опыт изысканий и строи-
тельства в карстовых районах. На ряде карстовых участков в связи со
случаями провалов железнодорожного полотна или поблизости от него
приходится систематически осуществлять защитные мероприятия. К ним
относятся упорядочение поверхностного стока, цементация закарстован-
ных пород, усиление конструкции пути (контррельсы, подбалластные
железобетонные настилы) и др. Подобные мероприятия пришлось осу-
ществлять на Куйбышевской железной дороге (Уфа), Горьковской (рай-
он Дзержинска), в Прибалтике и в Донбассе.
Особенное внимание изучению карста уделяется прн изысканиях и
проектировании гидротехнических сооружений. Комплексные исследова-
ния карста были проведены при изысканиях под строительство ГЭС
нм. Ленина на Волге, гидроэлектростанций па Каме, Плявинской ГЭС
170
на Даугаве, Каховской ГЭС на Днепре и др. Осуществление защитных
мероприятий обеспечило надежную эксплуатацию всех этих сооруже-
ний. На Русской платформе в карстовых районах расположены многие
города и поселки (Куйбышев, Казань, Уфа, Октябрьский, Альметьсво,
Дзержинск, Тула, Славянск и др.).
Народнохозяйственное освоение земель ведет к весьма существен-
ным изменениям природной обстановки и нередко вызывает активиза-
цию карстовых явлений. При этом даже сравнительно медленно разви-
вающийся карбонатный карст может оказаться весьма опасным. Осо-
бенно чувствителен карст к изменениям гидродинамических условий.
Так, в первые годы после наполнения Куйбышевского и Камского во-
дохранилищ на их побережье участились случаи карстовых провалов.
В Москве раньше карст считался неопасным для промышленных и
гражданских зданий и сооружений. Однако в связи с накапливавшими-
ся в течение многих лет изменениями гидродинамических условий,
вызванными главным образом эксплуатацией каменноугольных водонос-
ных горизонтов, в Москве в последние годы стали возникать карстово-
суффозионные провалы, угрожающие зданиям, что потребовало органи-
зации исследований этих процессов и разработки защитных мероприя-
тий. Изменение агрессивности подземных вод также может привести к
значительной активизации карста.
Многолетнее промерзание толщ горных пород и сопутствующие гео*
логические процессы. Формирование толщ миоголетиемерзлых пород па
Русской равнине имеет длительную историю, охватывающую не только
весь четвертичный период, но, возможно, и более древние эпохи. Глубо-
кие изменения климатической обстановки, происходившие на этой тер-
ритории, по-виднмому, сопровождались неоднократным промерзанием,
а затем полным или частичным оттаиванием мерзлых пород. По мне-
нию многих исследователей (Марков и др., 1965; Величко, 1973), крио-
генная область Европы достигла максимального развития в позднем
плейстоцене и после этого начала быстро деградировать. Деградация
произошла за очень короткий срок (1000—1500 лет) и размеры площади
подземного оледенения приблизились к ее современным границам, ох-
ватывающим небольшой северо-восточный угол Русской равнины.
Подземное оледенение оставило после себя многочисленные следы
своего существования: земляные жилы, остаточно-полигональный рель-
еф и др. Наиболее значительная деградация мерзлых толщ произошла
в период голоценового климатического максимума. Граница полного от-
таивания мерзлых толщ, по-видимому, достигла в это время 67°30' с. ш.,
севернее которой в настоящее время наблюдается резкое увеличение
мощности многолетнемерзлых толщ. Исчезновение мерзлых толщ приос-
тановилось в связи с похолоданием, произошедшим в позднем голоцене
и вызвавшим новое продвижение мерзлых толщ на юг, примерно д®
63° с. ш. Здесь образовались молодые мерзлые толщи, мощность кото-
рых на водораздельных пространствах в районе Воркуты достигает 80—
120 м. Севернее 67°30z с. ш., где сохранились древние мерзлые породы,
произошло смыкание мерзлых толщ разного возраста.
В фазу некоторого потепления климата с максимумом в конце пер-
вого тысячелетия активное промерзание верхних слоев горных пород
замедлилось, а ближе к южной границе криолитозоны приостановилось.
На участках развития льдистых озерных, озерно-болотных осадков на-
чалось формирование термокарстовых котловин. Жильные льды частич-
но, а южнее 67° с. ш. полностью вытаяли. Южная граница мерзлых по-
род снова несколько сместилась в северном направлении. В XIV—
XVIII вв. в связи с похолоданием, охватившим весь север Европы, об-
171
разовапие мерзлых толщ возобновилось. Произошел также рост пов-
торно-жильных льдов и сокращение площади таликов, главным обра-
зом нссквозных.
Начало современного этапа в истории формирования мерзлых толщ
ма севере континента связано с потеплением, отмеченным в XIX в. Сно-
ва на юге началось медленное протаивание пород, а в центральных рай-
онах Большеземельской тундры — повышение их температуры. В юж-
ной тундре оно сопровождалось избирательным понижением верхней
поверхности вечномерзлых пород, деградацией микрорельефа пятеп-ме-
дальонов, формированием бугристого микрорельефа. Наиболее глубоко
(5—20 м) верхняя поверхность мерзлоты опустилась в местах повышен-
ного снегонакопления — межполигональных понижениях, полосах сто-
ка. В настоящее время в отдельных районах южной тундры площадь
участков с глубоким залеганием вечномерзлых пород составляет 30—
40%. В северной тундре явных признаков потепления не отмечено. Уча-
стки с глубоким залеганием верхней поверхности мерзлых пород рас-
пространены здесь локально, а на водоразделах, поверхностях высо-
ких морских и речных террас господствует пятнистый и мелкобугристый
микрорельеф — показатель значительной охлажденности мерзлых по-
род. Об устойчивом тепловом состоянии мерзлых толщ в северной тунд-
ре свидетельствует и характер геотермических кривых. Потепление, про-
изошедшее в XIX в., сказалось и на положении южной границы вечно-
мерзлых пород. За истекшее столетие опа продвинулась к северу на
30—40 км.
... На динамику вечномерзлых толщ оказывают влияние также корот-
копериодные колебания климата, вызывающие временные усиления и
ослабления мерзлотных процессов. Так, начавшееся с 40-х годов XX в. в
высоких широтах похолодание повлекло за собой некоторое уменьшение
глубины сезонного протаивания, возникновение перелетков, промерза-
ние спущенных термокарстовых озер с образованием многолетних буг-
ров- и площадей пучения. Подобные явления отчетливо фиксируются в
южной части Большеземельской тундры. Существующие на северо-вос-
точной окраине Русской равнины вечномерзлые породы унаследовали
от прошедших этапов их развития такую устойчивую во времени харак-
теристику, как мощность мерзлых толщ и ее распределение по площади.
Более динамичные характеристики (средняя годовая температура веч-
номерзлых пород, глубина залегания их верхней поверхности, мощность
сезонного протаивания) зависят от современных условий теплообмена
земной поверхности с атмосферой.
; Наиболее общей закономерностью вечномерзлых толщ Русской рав-
нины является их зональность, связанная с зональностью климатических
условий. Область современного подземного оледенения Русской равни-
ны располагается в субарктической климатической области (атлантико-
арктической и тундровой). Величина радиационного баланса составляет
здесь 20—25 ккал/см2 в год. На широте Воркуты с октября по март
радиационный баланс отрицательный (минус 4—5 ккал/см2). Увлажне-
ние поверхности избыточное, индекс сухости1 меньше 0,45. В летнее
время большая часть поступившего тепла расходуется па испарение,
которое в среднем за весь летний период составляет 95—ПО мм.
Проявлению четкой мерзлотной зональности способствует равнин-
ный рельеф Печорской низменности и относительно однородный сугли-
1 Отношение радиационного баланса к количеству тепла, необходимого для ис-
парения годовой суммы осадков.
172
«истый состав покрывающих ее плейстоценовых отложений. Площадь,
занятая мерзлыми толщами, закономерно увеличивается в северном на-
правлении; с юга па север понижается их температура и уменьшается
глубина сезонного протаивания. Мощность вечномерзлых толщ, измеряе-
мая несколькими метрами близ южной границы их распространения, к
•северу быстро увеличивается и уже на широте Воркуты достигает 60—
150 м.
Заметные в региональном плане отклонения от «идеальной» мерз-
лотной зональности связаны с влиянием на распространение вечномерз-
лых пород долин крупных рек (орографический фактор) и участков с
близким залеганием палеозойских пород в Приуралье и Тимане (геоло-
гический фактор). В местах их пересечения зональные границы часто
резко отклоняются к северу. Масштабы нарушений зональных законо-
мерностей больше близ южной границы подземного оледенения, к севе-
ру они уменьшаются.
Внутризональные неоднородности основных характеристик вечно-
мерзлых пород могут быть значительными и прослеживаться на неболь-
ших расстояниях. Зависят они от комплекса местных факторов. Главны-
ми из них являются мощность снегового покрова, состав и влажность
приповерхностных слоев горных пород, характер растительного покро-
-ва, наклон и ориентация к странам света элементов рельефа. Сте-
пень воздействия этих факторов в разных зональных условиях неоди-
накова.
На рис. 35 приведена схема мерзлотного районирования северо-вос-
точной окраины Русской плиты. На схеме по степени прерывистости веч-
номерзлых толщ выделены четыре подзоны: сплошного, слабопрерывис-
того, островного и редкоостровного распространения. В подзоне сплош-
ного распространения мерзлых пород климатические условия отличают-
ся наибольшей суровостью. Зимний теплообмен атмосферы с грунтами
превышает летний — разница между ними 1—2 ккал/см2. Вечномерз-
лые породы залегают здесь повсеместно на всех геоморфологических
уровнях и при любых типах покровных пород. Сплошность мерзлых
толщ нарушается только таликами гидрогениого типа: под озерами диа-
метром около 1 км и более, а также под руслами рек Черной, Морс-Ю,
Коротанхи в их нижнем течении.
Температура пород формируется главным образом за счет зимнего
теплового режима, на который большое влияние оказывает снежный
покров и условия, способствующие увеличению или уменьшению его
мощности. Самые низкие температуры (минус 3—4°) наблюдаются в
толщах пород, слагающих ровные и выпуклые элементы водораздель-
ной равнины с небольшой мощностью снега. Низкие температуры харак-
терны также для торфяников. На участках, где мощность снега увели-
чивается (в поймах ручьев, полосах стока), температура повышается до
минус I—1,5°. Летний тепловой режим занимает в формировании теп-
лового поля в толще пород подчиненное место. Мало сказывается на
температуре пород экспозиция склонов, литологический состав отложе-
ний и их влажность. Влажные органогенные и органо-минеральные грун-
ты имеют такую же температуру, как и менее влажные минеральные.
Глубина протаивания на водоразделах в зависимости от состава и влаж-
ности грунтов колеблется от 0,4 до 2 м, редко более.
Вполне достоверных данных о мощности вечномерзлых толщ и ее
распределении по площади подзоны нет. На основании вертикальных
электрических зондирований, 'выполненных в долинах рек Адзьвы и Ко-
ротаихи, первоначально предполагалось, что мощность вечномерзлых
толщ не превышает 200—250 м (Геокриологические условия Печорско-
173
го угольного бассейна, 1964). Однако результаты бурения, выполненного
в последние годы, показали, что мощность мерзлых пород много больше
названных цифр и может достигать 400—500 м.
В подзоне слабопрсрывистого распространения вечномерзлых пород
климатические условия несколько мягче. Зимний и летний теплообмен
близки между собой. Обширные площади вечномерзлых пород преры-
ваются таликами. Наряду с таликами гидрогенного типа на водоразде-
лах и террасах встречаются также талнки радиационно-теплового типа
(преимущественно несквозные), приуроченные к понижениям мезорель-
ефа, в которых мощность снега превышает критическую*. Поэтому на-
ряду с обширными площадями близкозалегающих мерзлых пород рас-
Рис. 35. Схема мерзлотного районирования северо-восточной окраины Русской плат-
формы-. 1—подзона сплошного распространения вечномерзлых пород; 2 — подзона
слабопрерывнстого распространения вечномерзлых пород; 3 — подзона островного-
распространения вечномерзлотных пород; 4 — подзона редкоостровного распростра-
нения вечномерзлых пород
пространены полосы с довольно глубоким (5—15 м) залеганием их
кровли. Существование таких полос определяет некоторую неоднород-
ность мерзлотных условий подзоны. Мощность мерзлых толщ по данным
бурения и вертикальных зондирований изменяется от 60 до 200—250 м.
Максимальная глубина залегания подошвы вечномерзлых толщ свой-
ственна высоким водоразделам, сложенным мощной толщей нижне-
среднеплейстоценовых морских суглинков.
Вариации температурного поля приповерхностных слоев горных по-
род незначительные в границах северной подзоны, в южном направле-
нии увеличиваются. Растет и число факторов, воздействующих на тем-
пературу, глубину залегания мерзлых пород, глубину сезонного протаи-
вания.
Снег и его мощность как фактор теплообмена продолжает оставать-
ся ведущим. Одновременно повышается значение таких факторов, как
состав грунтов н их .влажность. Температура вечномерзлых пород измс-
1 Температура, при которой в климатических условиях данного района глубина
сезонного протаивания превышает глубину сезонного промерзания н средняя годовая,
температура поверхности грунта равна нулю.
174
«яегся от 0 до минус 2,5°. Самая низкая температура свойственна орга-
ло-минеральным грунтам плоско-бугристых торфяников и суглинкам,
-слагающим участки с пятнистым и мелкобугристым микрорельефом. На
участках с повышенной мощностью снегового покрова температура мерз-
лых пород повышается до минус 0,5—0°. При прочих равных условиях
теплообмена температура участков, сложенных суглинками, на 0,5 0,6°
ниже, чем температура мерзлых песков. Встречаются участки, сло-
женные песками (в том числе и на ловышеняых элементах рельефа),
где верхняя поверхность мерзлых пород находится на глубине
10—15 м.
В подзоне островного распространения мерзлых пород площадь, за-
нятая мерзлыми толщами, колеблется от 40—80% в северной части до
10—40% — в южной. На севере подзоны преобладают массивно-остров-
ные, а на юге — островные, местами редкоостровныс массивы мерзлых
пород. Приурочены они к полям торфяников разной величины, ровным
и пологовыпуклым элементам водораздельной равнины, сложенным су-
глинками. Там, где с поверхности залегают пески, вечномерзлые масси-
вы редки, а на юге они вообще отсутствуют. Генезис таликов различный.
Наряду со сквозными таликами гидрогенного типа (подрусловыми,
подозерными, пойменными), па водоразделах и террасах можно встре-
тить и талики радиационного типа. Приурочены они к заносимым сне-
гом полосам стока, межполигональным (межбалочпым) понижениям,
подветренным склонам с повышенной мощностью снега. В подзоне на-
блюдаются также талики, связанные с инфильтрацией в толще пород
летне-осенних осадков. В Приуралье инфильтрационные талики просле-
живаются до широты Воркуты и даже севернее. Инфильтрация повыша-
ет температуру пород на 0,4—0,7° и обеспечивает существование обшир-
ных сквозных и несквозных водораздельных таликов на таких участках,
где в аналогичных климатических, но при иных геологических условиях
(большой мощности слабоводопроницаемых суглинков) существуют
мерзлые толщи с температурой минус 0,4—0,8°. Средняя годовая тем-
пература пород в подзоне изменяется от 0 до —2° для мерзлых толщ и
от 0 до 0,5° для таликов. Температурное поле пород формируется как
зимними, так и летними факторами теплообмена. Этим обусловливается
характерная для подзоны большая неоднородность мерзлотных условий.
Из зимних факторов ведущим, по-прежнему, остается снег. Существен-
ную роль приобретают экспозиция и крутизна склонов, а также состав
и влажность пород. Самые низкие температуры (минус 1,5—2,0°) свой-
ственны торфяникам и оторфованным грунтам. Температура влажных
суглинков, залегающих под моховым покрытием, на 0,5—1,0° ниже, чем
температура песков.
Неоднородность мерзлотных условий проявляется и в непостоянной
мощности вечномерзлых пород. Наряду с мерзлыми массивами мощно-
стью не более 30—50 м в благоприятных для промерзания условиях
формируются массивы мощностью до 100 м и более. Максимальная
мощность вечномерзлых пород, достигающая 170 м, зафиксирована у
северной границы подзоны в центре большого торфяника восточнее Вор-
куты. Вблизи южной границы подзоны мощность мерзлых пород под
торфяниками достигает 30 м, минеральных грунтов (суглинков) — 10—
20 м.
Самая южная мерзлотная подзона охватывает область развития
редкоостровного распространения мерзлых массивов. Последние при-
урочены к породам суглинистого состава и встречаются только в усло-
виях, особо благоприятных для промерзания пород, на замшелых скло-
нах северной экспозиции, на обдуваемых в зимнее время резко высту-
175
пающих элементах рельефа и др. Температура мерзлых толщ около
нуля. Близ южной границы подзоны, являющейся одновременно и юж-
ной границей зоны распространения вечномерзлых пород, массивы мерз-
лых грунтов небольшой мощности (5—10 м) встречаются в централь-
ных частях торфяных полей и в ядрах торфяных бугров. К югу от гра-
ницы криолитозоны простирается область глубокого зимнего промерза-
ния грунтов. По ее северной окраине выделяется подобласть потопцн-
алыюго развития вечномерзлых толщ небольшой мощности. Локальное
многолетнее промерзание грунтов суглинистого или торфяно-суглинисто-
го составов может быть вызвано либо короткопериодными похолода-
ниями климата, либо нарушениями естественных условий теплообмена
на поверхности. Последние могут быть связаны с искусственным затене-
нием поверхности при строительстве навесов, неотапливаемых помеще-
ний, систематической уборкой снега нли его уплотнением.
Средняя годовая температура пород подобласти потенциального
развития вечномерзлых пород изменяется от 0 до 4°. Южная граница
подобласти проходит около 04° с. ш. Закономерности сезонного промер-
зания и протаивания почвенно-иодночвенных горизонтов определяются
условиями теплообмена па поверхности земли и составом промерзающих
и протаивающих пород, т. е. зависят от тех же зональных и азональных
факторов, которые упоминались выше. Согласно классификации
В. А. Кудрявцева, сезонное протаивание в северо-восточной части Рус-
ской равнины относится по величине амплитуды па поверхности почвы
к умеренно морскому типу, а по средним годовым температурам поч-
вы — к длительно устойчивому и полупереходному типам в двух север-
ных мерзлотных подзонах, и полупереходному и переходному типам —
в двух южных подзонах. В северных подзонах почти повсеместно развит
слой сезонного протаивания. Мощность его изменяется от 0,4 до 2,5 м и
зависит от состава отложения и характера растительного покрова. Торф
протаивает на глубину 0,4—0,6 м, суглинки — на глубину 1—2 м; на
значительно большую глубину протаивают пески — 1,8—2,5 м. Сезон-
ное протаивание грунтов развивается в течение четырех месяцев
(июнь — конец сентября) со средней скоростью 0,8—1,6 см/сут. По мере
продвижения к западу из-за повышения океаничности климата скоро-
сти протаивания уменьшаются, а длительность периода протаивания не-
сколько возрастает. Сезоннопромерзающий слой, не сливающийся с веч-
номерзлыми породами, наблюдается в пределах сквозных и несквозных
таликов. На водоразделах он приурочен к понижениям, поросшим кус-
тами ивы, термокарстовым заболоченным котловинам, в долинах рек —
к пойменным участкам. В двух южных мерзлотных подзонах сезонное
протаивание пород наблюдается на участках распространения мерзлых
пород, приуроченных к торфяникам (глубина протаивания до 1,5 м) и
редким возвышенным участкам с пятнистым и мелкобугристым микро-
рельефом, сложенным суглинками (глубина протаивания 2,5—2,7 м).
Сезонное протаивание начинается в мае и достигает максимальной глу-
бины в октябре. Мощность сезонного промерзания изменяется от 0,5
до 3 м. Влажные суглинки в заносимых снегом понижениях и на водо-
раздельных пространствах, поросших угнетенным лесом, промерзают
до глубины 0,5—1,0 м. Наиболее глубокое промерзание (2,5—3,0 м)
свойственно ровным и плоско-выпуклым формам рельефа, сложенным
песками.
Общая региональная закономерность процессов промерзания —
протаивания пород выражается в четком зональном изменении некото-
рых основных характеристик. Так, в южном направлении увеличивается
глубина сезонного протаивания, повышается средняя годовая темпера-
176
тура грунтов, увеличиваются темпы протаивания. Заметно возрастает
также внутризональная неоднородность процессов промерзания -прота-
ивания, связанная с увеличением числа местных факторов, влияющих
на этот процесс.
В пределах распространения многолетнемерзлых пород широко рас-
пространены различные геологические процессы и явления, связанные
с промерзанием—оттаиванием горных пород. Степень их изученности r
различных районах Русской равнины весьма неравномерна. Наиболее
полно они изучены и описаны для района Болыпеземельской тундры,
где проводились детальные исследования в связи с освоением Печорско-
го угольного бассейна.
Пучение. На севере Русской равнины различают несколько ви-
дов пучинных образований. Основными из них являются многолетние
бугры пучения с ледяным ядром; многолетние бугры без сплошного ле-
дяного ядра; сезонные бугры без ледяного ядра. По составу выпучи-
ваемых пород эти образования дополнительно подразделяются па тор-
фяные, торфяно-минеральные и очень редко — минеральные.
Многолетние бугры пучения с ледяным ядром — гидролакколиты —
представляют собой наиболее крупные образования высотой до 12 м,
поперечником 60 80 м и более. С поверхности гидролакколиты, как
правило, перекрыты слоем песков мощностью до 2 м. Торфяной покров
обычно отсутствует. Гидролакколиты приурочены преимущественно к
крайним северо-восточным районам (пизовья р. Коротаихи, район Ва-
шуткиных озер). К западу от этой территории гидролакколиты не встре-
чены.
Наиболее распространенной формой пучения в пределах севера Рус-
ской равнины являются торфяные и торфяно-минеральные бугры, сохра-
няющие от 2—3 лет до десятилетий. Для них характерно отсутствие
сплошного ледяного ядра. Они встречаются повсеместно с оп-
ределенной закономерностью: количество бугров увеличивается с запада
на восток и с севера на юг. В этом же направлении увеличиваются
и размеры бугров. Так, для Кольского п-ова наиболее типична высота
бугров 1—2 м, для северо-восточных районов Большеземельской тунд-
ры — 3—5 м. Наиболее высокие бугры приурочены к южной границе
распространения многолетнемерзлых пород (лесотундра и северная
тайга). Чаще всего они располагаются в долинах мелких водотоков и
ложбинах стока, па берегах термокарстовых озер и в заболоченных де-
прессиях. В строении бугров этого вида главное место занимает торф.
В зависимости от их высоты мощность торфа в буграх колеблется от 1
до 3 м. Высота торфяпо-минеральных бугров превышает мощность тор-
фяного слоя и в основании их залегают сильнольдистые топкодисперс-
ные отложения, представленные озерными, озерно-болотными, аллюви-
альными и ледово-морскими глинами и суглинками, реже -- пылеваты-
ми супесями. Если пучепию подвергается только торф, мощность кото-
рого равна или превышает высоту бугров, то такие бугры относятся уже
к собственно торфяным образованиям. Льдистость торфа, слагающего
такие бугры, весьма значительна: содержание льда нередко превышает
содержание торфа. Криогенная текстура обычно слоистая или слоисто-
сетчатая. Изредка встречаются ледяные линзы толщиной до 10—15 см.
Формирование таких бугров связано с промерзанием обводненных
пород в замкнутом контуре. На это указывает отсутствие в теле бугров
ледяного ядра. Имеются и бугры, представляющие собой останцы еди-
ного вспученного торфяного массива, впоследствии расчлененного эро-
зией по морозобойпым трещинам. Чаще всего они приурочены к водо-
раздельным верховым торфяным массивам.
177
Третий вид пучинных образований - сезонные бугры — встреча-
ются сравнительно редко. Они формируются в начале зимнего периода
я летом полностью исчезают. Сезонные бугры пучения обычно приуро-
чены к периферийным участкам торфяников, примыкающим к заболо-
ченным понижениям, в пределах которых торф подстилается сильново-
донасыщенными тонкодисперсными породами. Высота таких бугров
редко превышает 0,8—1 м при поперечнике менее 3—4 м. Высокая
влажность промерзающих пород зачастую обусловливает формирование
в теле бугров ледяных линз толщиной до 15—20 см, одпако сплошное
ледяное ядро здесь отсутствует.
Быстрое исчезновение сезонных бугров с наступлением летнего пе-
риода объясняется тем, что процесс их формирования протекает весьма
интенсивно, из-за чего на поверхности бугров возникают многочислен-
ные глубокие трещины. Последние служат путями проникновения в тело
.бугров воды и воздуха, способствующих ускоренному протаиванию
пород.
Повторно-жильные льды. Ледяные жилы формируются при
замерзании воды в морозобойных трещинах, которые расчленяют по-
роды на полигональные отдельности. Рост жил происходит в резуль-
тате многократного растрескивания пород в одном месте и заполнения
трещин льдом. Современное распространение ледяных жил в пределах
•севера Русской равнины ограничено крайним северо-востоком, где гос-
подствуют наиболее суровые климатические условия (Болыпеземельская
и частично Малоземельская тундры). Ледяные жилы приурочены к тор-
•фяникам высоких надпойменных террас, к склонам и вершинам водо-
разделов. На присутствие в торфе и подстилающих грунтах жил льда
указывают канавы, иногда обрамленные небольшими валиками. Эти
канавы расчленяют торфяники на четырех-, шестиугольные (реже) по-
лигоны. Длина полигональных понижений изменяется от 2 до 20 м,
щирийа достигает 2 м, глубина 0,2—0,5 м. Повторно-жильные льды за-
легают на глубине от 0,3 до 1 м и распространяются от основания слоя
сезонного протаивания на глубину 0,5—2,5 м. Мощность жил в верхней
части изменяется от 0,25 до 2 м. Большинство ледяных жил залегает
целиком или частично в слое сильнольдистого торфа. Нижняя часть жил
•часто проникает в пылевато-илистые озерно-болотные суглинки или тя-
желые супеси, характеризующиеся слабой уплотненностью и высокой
влажностью (30—75%).
В пределах севера Русской равнины повторно-жильные льды имеют
эпигенетическое происхождение, о чем свидетельствует конфигурация
жил и строение льда. Начало их образования обычно связывают с ис-
торическим похолоданием. В то же время некоторые исследователи от-
мечают возможность и современного роста повторно-жильных льдов.
Однако в целом жилы льда находятся в законсервированном состоянии.
Вытаивание повторио-жильных образований приводит к широкому
развитию остаточно-полигонального рельефа. На месте вытаявших жил
образуются глубокие просадочные канавы. Такие формы рельефа неред-
ко встречаются иа торфяниках и значительно южнее границы современ-
ного распространения повторио-жильных льдов, что свидетельствует о
том, что ледяные жилы раньше наблюдались и в более южных районах.
Термокарст на территории региона приурочен главным образом
к местам развития торфяников. В минеральных грунтах он проявляется
значительно реже, что объясняется более низкой степенью их льдона-
сыщения. Зональность, наблюдающаяся в проявлении термокарста, свя-
зана главным образом с зональными особенностями строения торфяных
массивов.
178
На Крайнем Севере распространены преимущественно маломощ-
ные полигональные торфяники площадью в 35—40 м2. Термокарст на
них почти не проявляется. Изредка формируются едва заметные незабо-
лоченные блюдца глубиной 25—30 см и диаметром 5—6 м. Южнее
встречаются полигональные торфяники площадью 1—2 км2 при мощ-
ности до 1,5 м. Термокарстовые образования здесь распространены по-
всеместно и представлены обводненными ложбинами и западинами глу-
биной 0,7—0,8 м и шириной от 2 до 20 м. Озерные котловины встречают-
ся значительно реже и не превышают в поперечнике 400—500 м.
Инженерно-геологическое значение выделенных криогенных и пост-
криогенных образований при освоении северных районов Русской плат-
формы очень велико. Так, процессы пучения, развивающиеся в непо-
средственной близости от инженерных сооружений (дорог, взлетно-поса-
дочных полос, трубопроводов, опор линий электропередач и Др ), как
правило, приводят к их деформации или даже полному разрушению.
Еще более катастрофическими могут быть последствия проявления тер-
мокарстовых процессов, в особенности если происходит вытаивание пов-
торно-жильных льдов.
ГЛАВА 7
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ
РУССКОЙ ПЛАТФОРМЫ
Инженерно-геологическое районирование такой обширной террито-
рии, какой является Русская платформа со сложным геологическим
строением и изменчивой ландшафтно-климатической обстановкой, пред-
ставляет значительные трудности, так как требует одновременного уче-
та большого числа факторов, подчиняющихся различным пространствен-
ным закономерностям. Строгий формально-логический подход к реше-
нию этой задачи пока не разработай, поэтому в основу принятой схемы
инженерно-геологического районирования, выполненного на уровне вы-
деления регионов второго порядка, положен геоструктурный принцип.
Поскольку выделяемые структурные единицы — щиты, антеклизы, сво-
ды, синеклизы, впадины — различаются по истории геологического раз-
вития, этот принцип можно рассматривать так же, как историко-геоло-
гический. При этом предполагается, что общность геологического разви-
тия выделяемых частей платформы должна обеспечить их однородность,
по всей сумме геологических факторов, учитываемых при инженерно-
геологическом районировании: характеру рельефа, геологическому стро-
ению, гидрогеологическим условиям, типу и интенсивности современных
геологических процессов, физико-механическим свойствам пород. Такой
подход к решению проблемы инженерно-геологического районирования,
разработанный в основном И. В. Поповым, оказывается весьма эффек-
тивным, хотя, как мы покажем ниже, не лишен определенных недостат-
ков.
Структурный план северной и центральной частей платформы сло-
жился к концу герцинского этапа тектогенеза и сохранился без больших
изменений на всех последующих этапах ее развития. Он определил про-
странственные закономерности развития здесь всех основных геологи-
ческих процессов: денудации и осадконакопления, выветривания, фор-
мирования рельефа и др. С этим структурным планом связана совре-
менная орография, строение речной сети и др. Можно поэтому считать,
179>
что для северной и центральных частей платформы именно палеозой-
ский структурный план должен быть положен в основу инженерно-гео-
логического районирования. В южных районах платформы наблюдает-
ся несколько иная картина. Здесь во время альпийского этапа тектоге-
неза произошло не только общее значительное погружение краевой
•части платформы с образованием мощных осадочных толщ, но и форми-
рование ряда наложенных структур, пе согласующихся с древним гер-
цинским структурно-тектоническим планом платформы. С этими моло-
дыми структурами связано образование многих важнейших орографи-
ческих элементов юга Русской платформы — Приволжской и Ергеннн-
ской возвышенностей, Окско-Донской равнины и др., которые пельзя не
учитывать при инженерно-геологическом районировании. Это заметно
усложняет решение задачи, так как в одном случае приходится отдавать
предпочтение древним герцинскнм структурам, в другом — наложенным
.альпийским. Поскольку многие наложенные молодые структуры не име-
ют собственных названий, это нарушает и единый принцип обозначения
выделяемых регионов второго порядка: в одних случаях они получают
те же наименования, что и отвечающие им геологические структуры
(Московская синеклиза, Печорская синеклиза и др.), в других — наиме-
нование соответствующих орографических элементов (Приволжское под-
нятие и др.).
Схема инженерно-геологического районирования приведена на
рис. 36. Всего на схеме выделено 16 регионов второго порядка. Боль-
шинство из них отвечает отдельным геологическим структурам, но в ря-
де случаев во избежание излишнего дробления территории несколько
структур пришлось объединить в один регион. Это относится, в частно-
сти, к прибалтийскому,прикарпатскому регионами Предкавказью. При-
нятая схема районирования позволяет во многом отразить и учесть при
описании своеобразие инженерно-геологических условий отдельных час-
тей Русской платформы, но не лишена и некоторых недостатков. Глав-
ный из них касается учета при районировании особенностей строения
четвертичного покрова, представленного толщей различных по генезису
рыхлых отложений (ледниковых, лессовых и др.). На одних площадях
мощность этих отложений столь значительпа (мпогие десятки и даже
сотни метров), что они по существу определяют условия строительства
любых инженерных сооружений, на других — невелика и изменчива.
В результате в одних местах условия строительства сооружепий опреде-
ляются строением, составом и свойствами рыхлых отложений, в дру-
гих — характером подстилающих коренных пород. Пространственные
закономерности разделения различных типов четвертичных отложений
весьма в малой степени контролируются структурой цоколя дочетвер-
тичных пород и связаны главным образом с многократным оледенением
платформы, определившим своеобразную зональность в распределении
четвертичных отложений. По этой причине строение толщ четвертичных
отложений подчиняется существенно иному плану, чем подстилающих
дочетвертичных отложений. В принятой схеме районирования это об-
стоятельство не находит отражения, а обширные поля отдельных гене-
тических типов четвертичных отложений (ледниковых, лессовых) ока-
зываются раздробленными иа отдельные части, что затрудняет выявле-
ние присущих этим отложениям региональных закономерностей. Для
того чтобы устранить этот недостаток, характеристика основных типов
четвертичных отложений, имеющих региональное распространение, при-
водится пе только в описании отдельных регионов второго порядка, но
я в общей части монографии, где рассматривается вся платформа в це-
лом. В принятой схеме районирования не учтена также ландшафтно-
180
«климатическая зональность, контролирующая ход процессов выветрива-
•яия, перенос и отложение современных осадков, гидрогеологические ус-
Рнс. 36 Схема ипженсрпо-геологнчсского районирования Русской платформы: 1 —
государственная граница СССР; 2 — граница Русской платформы; 3 — границы
регионов
лови я (глубину залегания, химический состав, агрессивность грунтовых
вод), характер и интенсивность большинства экзогенных геологических
процессов, т. е. многие важнейшие факторы, которые должны учиты-
ваться при инженерно-геологическом районировании. По своему поло-
жению ландшафтно-климатические зоны не совпадают ни с зонально-
стью строения толщ четвертичных отложений, пи тем более с положе-
181
нием древних геологических структур. По этой причине региональные-
закономерности, связанные с влиянием на инженерно-геологические ус-
ловия современной ландшафтно-климатической зональности, также рас-
смотрены в общей части монографии.
Отмеченные недочеты объясняются несовершенством современной
методики инженерно-геологического районирования и нс могут быть
устранены простым совмещением нескольких пространственных планов
с выделением территориальных единиц, однородных по всем трем факто-
рам (строению дочетвертичных, четвертичных отложений и ландшафтно-
климатическим условиям), так как это неизбежно привело бы к очень
сложной схеме районирования, мало пригодной для мелкомасштабного,
регионального описания.
РАЗДЕЛ II
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА РЕГИОНОВ
ВТОРОГО ПОРЯДКА
ГЛАВА 8
БАЛТИЙСКИЙ ЩИТ
"Балтийский щит занимает крайнюю северо-западную часть Русской
платформы — Карелию и Кольский п-ов. Для региона в целом харак-
терна значительная расчлененность рельефа и большое разнообразие
его форм -- результат сложного взаимодействия рельефообразующих
процессов в неоген-четвертичпое время. Ведущими из них явились резко
дифференцированные тектонические движения и многократные оледе-
нения, чередовавшиеся с морскими трансгрессиями. И если первые уси-
ливали расчленение рельефа, то последние способствовали его вырав-
ниванию с образованием денудационных и эрозионно-аккумулятивных
равнин. Разнообразие геологического строения и геоморфологических
условий позволяет выделить в составе региона три крупные области,
каждая из которых характеризуется своим типом рельефа, определен-
ной интенсивностью эрозионного расчленения и характерным спектром
современных геологических процессов (рис. 37, 38).
Первая область — денудационных возвышенных плато и низко-
горья с абсолютными отметками от 500 до 1191 м — охватывает горные
массивы Хибинских, Лавозерскнх и других тундр с низкогорным рель-
ефом. Опа характеризуется повсеместным развитием метаморфических
пород архея и протерозоя, перекрытых прерывистым чехлом четвертич-
ных отложений мощностью до 10, реже 20 м.
Вторая область — денудационно-аккумулятивных возвышенных
равнин с абсолютными высотами 100- 500 м — представляет собой
всхолмленное каменистое плато с чехлом ледниковых и водно-леднико-
вых накоплений мощностью от нескольких метров до 170 м. Максималь-
ные мощности связаны с участками глубоких эрозионно-тектонических
депрессий коренного рельефа.
Третья область — аккумулятивная поверхность с абсолютными от-
метками ниже 100 м — имеет ограниченное распространение и представ-
ляет собой морские, озерные и озерно-ледниковые плоские и слабона-
клонные равнины с большим количеством озер, болот и меандрирующих
рек. К Белому морю, Онежскому и Ладожскому озерам поверхность
равнины снижается до 5—40 м.
Отличительной чертой ландшафта региона является обилие озер.
Преобладают водоемы ледникового происхождения, отличающиеся не-
183
большими размерами, пологими берегами, спокойным рельефом дна-.
Крупные озера, как правило, тектонического происхождения. Для них
характерны вытянутая форма, крутые скалистые берега и значительная
глубина. Около 30% площади региона занимают болота.
Реки принадлежат бассейнам Баренцева, Белого и Балтийского мо-
рей. Это сложные озерно-речные системы с высокой естественной заре-
гулированностью стока. Долины рек слабо врезаны, а продольный про-
филь русел имеет ступенчатый характер, что свидетельствует о моло-
дости гидрографической сети.
Климат региона умеренно холодный, переходный от морского к
континентальному, с продол-
жительной мягкой зимой н
коротким прохладным летом.
В пределах восточной части
Кольского п-ова отмечается
островное распространение
многолетней мерзлоты, при
этом мощность мерзлых пород
не превышает 25 м, а их тем-
пература не ниже минус 1,3**-
В связи со значительным пре-
обладанием осадков над испа-
рением возникают условия из-
быточного увлажнения.
С севера на юг в пределах
региона прослеживаются тун-
дровая, лесотундровая и таеж-
ная зоны, в горных районах
наблюдается вертикальная зо-
нальность.
Рис. 37. Схема геоморфологического
районирования Балтийского щита:
1 — область денудационных возвы-
шенных плато и инзкогорья с абсо-
лютными высотами 1200—500 и; 2—
область денудационно-аккумулятив-
ных возвышенных равнин с абсо-
лютными высотами 500—100 м; 3—
область аккумулятивных равнин с
абсолютными высотами до 100 м;
4 — государственная граница СССР;
5 — граница региона
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Балтийский щит является древнейшей добайкальской структурой,
сложенной преимущественно метаморфическими породами архейского-
и раннепротерозойского возраста и отдельными интрузивными масси-
вами карельского, байкальского, каледонского и герцинского тектоно-
магматических циклов. И лишь в синклинальных структурах и грабенах
встречаются осадочно-вулканогенные образования среднего протеро-
184
зоя — раннего кембрия. Древние образования на большей части регио-
на залегают под достаточно мощной толщей (10—170 м) четвертичных
осадков.
В строении Балтийского щита могут быть выделены три структур-
мыл этажа.
Нижний структурный этаж (архей — средний протерозой) сложен
метаморфическими породами — гнейсами, амфиболитами и метаморфи-
СЗ
юв
«350
—50
Вторая область
• Третья область
300-1
250-
200-
150-
100-
50-
0
Рис. 38. Схема взаимоотношений комплексов пород юго-восточной
части Балтийского щита: 1 — современные озерные отложения ка-
рельско-балтийского возраста; 2 — озерно-ледниковые и приледнико-
вые отложения карельско-балтийского возраста; 3 — водно-леднико-
вые отложения карельского возраста; 4 — карельская морена; 5 —
межмореппые спсгоозсрскис отложения морского, озерного н озерно-
аллювнального генезиса; 6 — водно-ледниковые отложения осташков-
ского возраста; 7—осташковская морена; 8 — комплекс отложений
доосташковского возраста; 9 — кристаллические (а) и метаморфиче-
ские (б) породы; 10 — граница между геоморфологическими об-
ластями
К
<5
ческнми сланцами, пронизанными массивами изверженных пород, пре-
имущественно кислого состава (гранитоиды). Все они характеризуются
высокой прочностью и устойчивостью.
Ледниковая экзарация почти полностью уничтожила древние коры
выветривания на Балтийском щите. Поэтому иа поверхность выходят,
как правило, либо вполне свежие горные породы, либо породы, слабо
измененные процессами выветривания. Площадные коры выветривания
сохранились только местами и имеют небольшую мощность (до 10—
15 м), чаще встречаются линейные коры выветривания, связанные с зо-
нами тектонических нарушений. Мощность их может достигать 100 м
я более.
185
Метаморфические и интрузивные породы могут служить надежным-
основанием для любых инженерных сооружений, устойчивы в откосах
и стенках горных выработок и в большинстве своем являются прекрас-
ным строительным материалом.
Байкальский структурный этаж (верхний протерозой — нижний
кембрий) сложен конгломератами, песчаниками, филлитами и доломи-
тами общей мощностью до 6000 м. В пределах региона они развиты,
фрагментарно (п-ов Рыбачий, о. Кильдин) и в инженерно-геологичес-
ком отношении в связи со слабой освоенностью этих территорий почти
не изучены.
В строении верхиеальпийского структурного этажа (средний плио-
цен — голоцен) принимают участие разнообразные по генезису рыхлые
породы.
Плиоценовые отложения па большей части щита уничтожены мно-
гократной ледниковой экзарацией и сохранились лишь в отдельных глу-
боких впадинах доледникового рельефа, где они в большинстве случаев
перекрыты толщей более молодых осадков значительной мощности*
(10—50 м). Поэтому практическое значение для строительства инже-
нерных сооружений иа Балтийском щите имеют лишь наиболее молодые
ледниковые и послеледниковые отложения.
Комплекс онегоозерских морских, озерных и озер-
но-аллювиальных отложений залегает под мореной послед-
него карельского оледенения на глубине 7—10 м, а за ее пределам»
выходит на дневную поверхность.
Морские образования представлены глинами, песками, гравием и
галечниками, а континентальные — слоистой толщей суглинков, супесей
и песков. В ряде пунктов обнаружены прослои торфа мощностью до-
1,5 м. Максимальная известная мощность отложений 37 м.
В инженерно-геологическом отпошении они изучены лишь в рай-
оне Петрозаводска, Олонца н в Восточном Прнонежье. Как морские,
так н озерные осадки характеризуются значительной неоднородностью.
Среди морских песчаных осадков преобладают пески средней крупности,
среди озерных — мелкие и средние. Глины и суглинки, как правило,
пылеватые, среднеуплотненные, полутвердой илн тугопл астич ион кон-
систенции.
Ледниковые отложения осташковского и карель-
ского возраста пользуются широким распространением и па боль-
шей части площади региона залегают непосредственно с поверхности.
Только по периферии щита они местами перекрыты маломощными со-
временными образованиями. Нижний горизонт ледниковых отложений
образует Осташковская морена с непостоянной глубиной залегания и
мощностью 3—20 м.
Верхний горизонт — карельская морена. Литологический состав ка-
рельской морены также весьма не выдержан. На Кольском п-ове в Се-
верной и Центральной Карелии, где ледник двигался преимущественно
по кристаллическим породам докембрия, для пес характерен песчаный
и супесчаный состав. На участках, где морена формировалась за счет
межледниковых отложений, ее состав становится глинистым и сугли-
нистым (Карельский и Онежско-Ладожский перешейки, Восточное При-
онежье и др.).
Самые верхние слои моренного чехла представлены абляционной
мореной, отличающейся более грубым составом, меньшей плотностью,
большей выветрелостью и окатанностью обломочного материала. Кроме
того, в толще морены нередки прослои, линзы и скопления валуппо-га-
лечного и песчано-гравнйного материала. Мощность карельской морены
186
закономерно возрастает с севера на юг от 3—5 до 7—8 м, а местами
•(Карельский и Онежско-Ладожский перешейки, межгорные понижения
западной части Кольского u-ова) увеличивается до 50—60 м.
По гранулометрическому составу выделяются морены галечно-гра-
вийные, песчаные, супесчаные, суглинистые и глинистые. Для всех раз-
ностей характерно высокое содержание валунов, гравия и гальки и не-
однородность механического состава.
В петрографическом составе гравийно-галечно-валунпого материала
-преобладают местные породы: граниты, гнейсы, габбро, диабазы, амфи-
болиты, кварциты. В составе моренных песков преобладают кварц (до
90%), полевой шпат (до 10—40%), слюда (до 10—15%), в составе
глинистой фракции — гидрослюды.
Показатели физических свойств моренных песков, супесей и су-
глинков представлены в табл. 17.
Таблица 17
Основные показатели физических свойств морены карельского оледенения
Породы	Пластичность, %		Объемная масса, г/см’’		Коэффициент пористости	Естественная влажность. %
	НИЖНИЙ предел	число пластичности	влажной породы	скелета		
			2,00 _	2.2	0,34	0,5
’Пески	*—	—	»:,4 <зо4>	о.н <ЗО8>	»:«(зм>	tr<323>
	12 .	5	2,01	2,25	0,32	11
-Супеси	— (478>	—(478)	0.09 (3®>	о.оо	»:оо (зк>	-м'457’
	15 _	10	1.93 _	2,18	0,40	15
Суглинки	уг(294)	тг'2941	ро-<288>	рг(2а»		тг(3,3)
Примечание. В числителе — среднее арифметическое, в знаменателе — среднее
квадратичное отклонение, в скобках — число определений.
Водопроницаемость ледниковых отложений изучалась в лаборатор-
ных и полевых условиях. Коэффициент фильтрации песков обычно коле-
бался от десятых долей до первых единиц метра в сутки, супесей — от
сотых долей до десятых долей метров в сутки. Исключение составляют
грубые разности абляционной морены с коэффициентом фильтрации
20—30 м/сут. Низкая фильтрационная способность пылеватых песков
и супесей приводит к развитию поверхностных сплывов на склонах и
откосах при воздействии на них гидродинамического давления.
Значительное содержание в моренных отложениях пылеватых ча-
стиц обусловливает склонность их к пучению при промерзании, что не-
редко приводит к серьезным деформациям сооружений.
Сведения о механических свойствах моренных отложений Балтий-
ского щита весьма немногочисленны. По имеющимся данным средние
значения угла внутреннего трения песков при объемной массе скелета
1,8, 1,9 и 2,0 г/см3 составляют соответственно 30, 33 и 37°. У суглинков
угол внутреннего трения изменяется от 25 до 29°; сцепление от 0,15-105
до 0,82-105 Па.
В естественном залегании моренные отложения характеризуются,
как правило, повышенной прочностью и слабой сжимаемостью — в по-
давляющем большинстве случаев модуль общей деформации колеблет-
ся от 200- 10s до 300-105 Па.
187
Породы комплекса незначительно обводнены. Воды гидрокарбоиат-
ные кальциевые с минерализацией до 0,5 г/л, неагрессивные по отноше-
нию к бетону.
Флювиогляциальные отложения карельского воз-
раста слагают разнообразные формы рельефа во внутриледниковой,
внеледниковой и краевой зонах. К краевой зоне приурочены маргиналь-
ные озы, конусы выноса и флювиогляциальные дельты, прослеживаю-
щиеся непрерывной полосой по Терскому побережью Белого моря, в
Восточной Карелии, а также на Онежско-Ладожском перешейке. Ойи
имеют форму гряд и удлиненных холмов с округлыми вершинами и кру-
тыми склонами высотой 5—15 м и сложены гравийно-песчаным мате-
риалом с валунно-галечными прослоями и линзами (в дистальной части
дельт появляются прослои мелких песков и супесей).
Значительные площади во внешней зоне и местами в границах оле-
денения заняты флювиогляциальными равнинами; в речных долинах
распространены образования типа долинных зандров. Отложения флю-
виогляциальных равнин и долинных зандров представлены мелкими и
средней крупности песками с переменным количеством гравия и галь-
ки, которые в дистальном направлении замещаются иногда супесями, а
в проксимальном — галечниками и валунниками. Мощность этих отло-
жений обычно не превышает 5—10 м.
В различных районах Балтийского щита встречаются радиальные
озы. Наиболее крупные из них отмечены в северо-восточном Прила-
дожье, на Онежско-Ладожском перешейке, северо-западнее Сегозера н
в западной части Мурманской обл. Состав озовых отложений преиму-
щественно песчаный с непостоянным содержанием гравийно-галечного
и валунного материала. Мощность их колеблется от 8 до 25 м, изредка
возрастая до 50—60 м.
Водопроницаемость флювиогляциальных песков зависит от их гра-
нулометрического состава и плотности и изменяется в широких преде-
лах — от 0,1 до 70 м/сут (чаще 10—30 м/сут).
Сжимаемость флювиогляциальных песков изучалась на строитель-
ных объектах г. Петрозаводска, в лабораторных и полевых условиях.
Были получены следующие значения модуля общей деформации: для
песков от 240-105 до 480-103 Па, для супесей от 220-105 до 350-10s Па.
Средние значения коэффициента внутреннего трения озовых песков-
(Астратова и др., 1965) составляют: для крупнозернистых разностей
0,64 (по 54 опытам), для мелкозернистых 0,57 (по 18 опытам).
Отложения локальных и региональных приледни-
ковых озер отмечаются по всей территории Карелии и на западе
Кольского полуострова. Первые залегают в понижениях ледникового
рельефа на различных абсолютных отметках, что свидетельствует о се-
диментации их в отдельных, изолированных друг от друга бассейнах.
Осадки региональных приледннковых озер (балтийского первого
и второго) занимают значительные площади в Приладожье и в районе
Онежского озера, а также в примыкающих к нему понижениях (долины
рек Шуи, Водлы и др.). В составе осадков преобладают ленточные гли-
ны и суглинки; супеси и пески имеют подчиненное значение и, как пра-
вило, занимают верхние или нижние части разреза. Мощность отложе-
ний локальных озер измеряется первыми метрами, региональных при-
ледниковых озер — несколько больше — от 15 до 50 м.
Гранулометрический состав озерно-ледниковых отложений в Целом
характеризуется значительной неоднородностью и высоким содержа-
нием пылеватой фракции, что в комплексе с текстурными особенностя-
ми предопределяет их легкую размокаемость, размываемость и силь-
188
ное пучение при промерзании. Песчано-алевритовые фракции леднико-
вых глин представлены в основном кварцем, глинистые — гидрослюда-
ми, иногда с незначительной примесью каолинита и монтмориллонита.
В физико-химическом отношении ленточные глины обладают малой ак-
тивностью, емкость поглощения их редко превышает 10—12 мг-экв на
100 г сухой породы. Физико-химические свойства озерно-ледниковых от-
ложений (табл. 18, 19) зависят в большей степени от условий седимен-
тации и диагенеза и отличаются большим непостоянством. Так, в целом
по региону объемная масса суглинков изменяется от 1,52 до 2,24 г/см3;
объемная масса скелета — от 0,92 до 1,81; коэффициент пористости —
ог 0,50 до 1,90 г/см3. У глин эти показатели колеблются в широких
пределах соответственно: 1,41—2,07; 0,72—1,64 и 0,61—2,60 г/см3. Прак-
тически каждый приледниковый водоем характеризуется своими пока-
зателями, в связи с чем при оценке строительных свойств требует инди-
видуального подхода. В широком диапазоне изменяются и показатели
деформационно-прочностных свойств озерно-ледниковых отложений.
Наиболее благоприятными свойствами характеризуются пески. Так, мо-
дуль общей деформации песков, по данным опытных нагрузок на штам-
пы, находится в пределах 300-105—350-105 Па, по результатам стати-
стического зондирования (согласно СН 448—72) в пределах 150-105 —
270- 10s Па.
Результаты динамического зондирования указывают на большую-
неоднородность песков по степени сжимаемости, но модуль общей де-
формации всех разностей песков, встречаемых в разрезе, как правило,
не ниже 150-105 Па. Значения угла внутреннего трения у песков оцени-
ваются по данным статического и динамического зондирования в 33 —
35°. Супеси характеризуются несколько более высокой сжимаемостью.
Так, значения модуля общей деформации супесей находятся, как пра-
вило, в пределах 120-105—150-105 Па. Наиболее разнородны по пока-
зателям сжимаемости и прочности суглинки и глины. При этом отме-
чается некоторая общая закономерность: наименьшей сжимаемостью и
наиболее высокой прочностью характеризуются глины верхней вывет-
релой зоны, где они обладают повышенной плотностью. Здесь модуль,
общей деформации глин достигает 120-105—300-105 Па. С глубиной
плотность глин резко снижается, а сжимаемость соответственно возрас-
тает. Модуль общей деформации глин для этой наименее уплотненной
части разреза не превышает 15-105—65-105 Па, т. е. значительно ниже,
чем в зоне выветривания. Аналогичная закономерность отмечается и в
изменении прочностных свойств. Так, по данным вращательного среза,
сопротивление глин сдвигу в верхней выветрелой зоне колеблется от
0,35-10® до 1,35- 10s Па, ниже оно падает до 0,2-105 0,4-105 Па1. От-
меченная способность ленточных глин свидетельствует о необходимости-
использования при возведении сооружений именно верхней выветрелой
зоны, а ие ее удаления, как это иногда делается в строительной прак-
тике.
Водообильпость комплекса довольно слабая. Водопритоки в колод-
цы составляют сотые, реже десятые доли литра в секунду. Воды гидро-
карбонатные кальциевые с минерализацией до 0,5 г/л, иногда слабоаг-
рессивные. При проектировании оснований и возведении сооружений на-
ленточных глинах следует особое внимание обращать на сохранение при-
родного сложения глин, не допуская их промерзания, динамических воз-
действий и др.
1 Здесь и далее, за исключением особо оговоренных случаев, приводятся резуль-
таты по схеме неконсолидированного сдвига.
189
8
Основные показатели физических свойств озерно-Ледниковых отложений
Таблица 18
Породы	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см»		Коэффициент	Естественная
	нижний предел	число пластичности	влажной породы	скелета	пористости	влажность, %
Пески	 Супеси	 Суглинки среднеуплотненные Суглинки слабоуплотненные Суглинки весьма слабоуплот- нениые 	 Глины слабоуплотненные . . Глины весьма слабоуплотнен- ные 	 Пески	 Супеси	 Суглинки		18 2,5 <240)	Отложения 5 , ч (240) 1*0 10 1Ч9ОЧ	приледннковых озе 1,86 —— (222) 0,2 4 ' 2,06 о,. <209> 2.02	> 1,58 0.U <21” 1,69 ТТ(2О9> 1.60 m	0,70 0,12 ‘2'9> 0,61 о.п (299> °’69 <4071	тг-'224’ о:» <24з> 27 (5321
	2,6 (52Э) 20 2,9 (29°> б.о <173» 26 R е	(325) О,Э 17 1631	2.5 (',29) 12 . ч (290) 2,3 <"> П"'173’ 24 5,7 (325> Отложения внутр! 6 мъ	0.1	(4О7) 1,88 0.! <9в» 1,67 0.1 (342) «ледниковых озер (к ^<337> 2.03 (651	0.07 <407) -Ь^-(зов) 0,07 '	' о’,о? (98> 1,06 0,15 (342> .амовые) 1,55 о:.»<з57’ _L2_	0,07 < 0,92 о: 1з (з°9> 1,28 »:,з <м> 0,93 0.10 (98) 1,64 0,4 <342) 0,72 0,12 ( 337> °’61 <66.	5,9	" гг(399> тг<99> -V" (182) 16 ' -2-(345) тг 1342' 21 (881
	3,1 (М	1.1 ТТ-(82>	0,1 (М 2.03 _ 0,2 (68>	0,13 ( > >.64 	(68) 0,13	’	0,13 -гр-(68) 0,1э	4,0 (88) -^-(96) 4,8 ' '
Примечание См. в табл. 17.
Таблица 191
Показатели прочностных и деформационных свойств озерно-ледниковых отложений
Породы	Угол внутреннего трення, градус	Сисплевве, 10* Па	Модуль деформации, 10* Па
Пески		33 — (32)	-^(32)	_ (12).
Супеси		-3-0)	°’17 (71	73-(16У
			
Суглинки среднеуплотненные		-^-(S3)	°130 (631	70 (,02>
		0.15 * ’	
Суглинки слабоуплотненные		"Г'(65) о	0 22 /661	4г (,об>
		0,13 ( >	
Суглинки весьма слабоуплотненные		-у-(34)	0,12 oios (34)	~~ (37>
Глины слабоуплотненные 			-—(») э	°’26 (201	40 	(23) 21 ' ’
		0,14 (20)	
Глины весьма слабоуплотненные		со оО ! хг	°’17 (931	20 — (931
		0,12 ( *	
Примечание. См. в табл. 17.
Отложения внутриледниковых озер слагают камы и
камовые террасы, поэтому в литературе они часто именуются камо-
выми.
Камы в комплексе с маргинальными озами слагают, как правило,
наиболее расчлененную среднюю зону полосы краевых образований, а
также наблюдаются в сочетании с радиальными озами внутри границ
конечно-моренных цепей. Камовые террасы наиболее четко выражены в
горных районах западной части Кольского п-ова и Сев. Карелии.
Мощность образований колеблется в широких пределах — от 1 до 60 м
(в среднем 10—30 м). Камовые отложения характеризуются горизон-
тальной слоистостью, ближе к склонам «облекающей», с частой переме-
жаемостью слоев различного гранулометрического состава. Грануломет-
рический состав отложений внутриледниковых озер чрезвычайно разно-
образен (от валупников до глин), одиако преобладают пески пылева-
тые, мелкие и средней крупности. В южной и юго-восточной Карелии
эти образования нередко отличаются супесчаным, суглинистым и даже
глипистым составом. Основные показатели физических свойств камовых
образований представлены в табл. 15.
Морские позднеледниковые отложения включают
осадки первого иольдиевого моря, вследствие чего за ними в инженерно-
геологической литературе закрепился термин «иольдиевые», хотя фак-
тически они охватывают более широкий комплекс позднеледниковых
осадков сильноопресненных морских бассейнов. Они широко распрост-
ранены в Сев. Приладожье и особенно в Зап. Прибеломорье, встреча-
ются также по долинам рек на Кольском п-ове. Как правило, они за-
легают с поверхности и только местами перекрываются современными
морскими и торфяно-болотными образованиями. Мощность их измепяет-
191
ся от нескольких метров до 10—15 м, достигая во впадинах (долина
р. Кемь) 40 м. Преобладающим распространением пользуются глины,
реже суглинки. Песчаные разности встречаются в основании разрезов.
Глины обычно пластичные, вязкие, липкие. В естественных обнаже-
ниях при выветривании образуют ясно выраженную столбчатую отдель-
ность и рассекаются трещинами глубиной до 1 м. Мощность зоны вы-
ветривания достигает 3—3,5 м. В минеральном составе глинистых раз-
ностей преобладают гидрослюды и первичные реликтовые минералы - -
плагиоклаз и биотит. Емкость поглощения глин высокая (до 30 мг-экв
на 100 г породы). В составе поглощенного комплекса часто преоблада-
ет натрий. Потеря при прокаливании не превышает 9%, содержание
водорастворимых соединений незначительно.
Состав поровых растворов, отжатых из глин при нагрузке 60* 105Па,
гидрокарбонатно-натриевый и гидрокарбонатно-магнисвый с минерали-
зацией 1,4—2,3 г/л, причем минерализация незакономерно изменяется
с глубиной, что противоречит существующему мнению о выщелоченно-
сти этих пород пресными атмосферными водами. Показатели физичес-
ких свойств пород комплекса в районе Западного Прибеломорья при-
ведены в табл. 20.
Таблица 20
Основные показатели физических свойств морских отложений
Породы	Показатели пластичности. %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влажность, %
	нижней предел	число пластичности	влажной породы	скелета		
Позднеледниковые отложения
Глины Пески	42 мп	4т(281)	1.83	b34 rieoi		44 /2111
	9,7 (281)		0.12 *'70> 2,01	0.16 (|6” <121	0,29 < ) 0,60 -^—(12)	15,3 <хП) 22
				 (Ь)				 11 Л
Голоценовые отложения |
Глины	® <237)	26 То-'237’	1,66	(Ю8)	1,05	(174)	1,67	(174)	62 /2291
			0,11		0,18		0,43		16,1 (JS)
Суглинки		12 ™	1,91	(25)	1,43		0,90	(25)	35 /321
		2,8	0.11		0,17		0,27		11,1 (М
Пески			1,73		1,63		0,63		~<7>
			—	(7)	—	(7)	—	(7)	
Примечание. См. в табл. 17.
Сжимаемость позднеледниковых морских глин изучена только в
Кемском районе. По данным Ленгидропроекта, для всех разностей ха-
рактерна высокая структурная прочность: в глинах выветрелой зоны
она колеблется от 0,4 -105 до 0,6-105 Па, в менее плотных — от 0,3-105
цо 0,5-105 Па. Коэффициент сжимаемости глин, по данным 54 компрес-
сионных испытаний, выполненных в лаборатории Ленгидропроекта при
давлении 0,4-105—1,5-105 Па, изменился иг 0,016-10~5 до 0,387-10-5 Па-1
(среднее 0,145-10-5 Па~’)- Для глин Кемского и Беломорского районов
при влажности 60—40% угол внутреннего трения достигает 11—13°,
•сцепление 0,1-105 0,26-105 Па. У иольдиевых глин ярко выражены рео-
192
логические свойства, в том числе снижение прочности во времени. По-
этому параметры сопротивления сдвигу, полученные при испытаниях по
схеме быстро недренированного сдвига, следует снижать на 30—40%.
На участке Подужемской ГЭС в долине р. Кеми для изучения де-
формативно-прочностных свойств глин было применено статическое зон-
дирование и вращательным срез. Полученные значения модуля общей
деформации, вычисленные по результатам статического зондирования
согласно СН 448—72, составили: для глин выветрелой зоны 105- 10s Па,
для глип нижней зоны 40» 105 Па. Сопротивление сдвигу по данным вра-
щательного среза для глин выветрелой зоны составляет в среднем
0,59Ю5 Па, для глин, не затронутых выветриванием, — от 0,10-10s до
0,30-105 Па. При нарушении сложения прочность глин значительно
уменьшается. Величина чувствительности глин по данным вращательно-
го среза изменяется от 2 до 7, по результатам микропенстрадии — от
9 до 37. Таким образом, при использовании глин в качестве оснований
или среды сооружений требование сохранения естественного сложения
является обязательным.
Как видно из приведенного описания, иольдиевые глины имеют вы-
сокую естественную влажность и пористость, характеризуются сильной
и неравномерной сжимаемостью и низким сопротивлением сдвигу. Кро-
ме того, они резко снижают прочностные и деформационные свойства
при нарушении естественного сложения. При промерзании весьма склон-
ны к морозным деформациям — пучению.
Морские отложения голоцена распространены в виде по-
лосы шириной 10—20 км вдоль всего современного морского побережья
региона, заходя в глубь территории по долинам рек. Они слагают совре-
менные террасы, отметки поверхности которых сильно меняются по пло-
щади в связи с дифференцированными движениями отдельных участков
суши. Мощность их, как правило, не превышает 10—15 м.
Преобладающим распространением пользуются глины и суглинки,
пески и галечники залегают в основании и в верхах разреза. Среди пес-
ков преобладают пылеватые и мелкие. Содержание частиц размером
менее 0,1 мм изменяется в большинстве случаев от 35 до 70%. Глины и
суглинки чаще пылеватые, обогащенные органическим материалом (по-
тери при прокаливании составляют 5—7%). Показатели физических
свойств наиболее распространенных разностей приведены в табл. 17.
Следствием слабой уплотненности глин является их высокая сжи-
маемость. По данным компрессионных испытаний при нагрузке 1,0-10®—
1,5-10® Па коэффициент сжимаемости глип изменялся от0,044• 10-5 до
0,242-10-6 Па-1, а модуль общей деформации — от 5-105 до 18-105 Па.
Немногочисленные испытания морских глин на сдвиг дали следующие
результаты: угол внутреннего трения колеблется от 2 до 19°, а сцепле-
ние — 0,02- 0,50-105 Па. При строительстве на морских глинах голоце-
на применяются основания из свай-стоек, опирающихся на подстилаю-
щие глины морену или скальные кристаллические породы.
Озерные отложения голоцена распространены по берегам
современных озер, где слагают нижние части береговых склонов, низкие
террасы, береговые валы и пляжи. Площади их распространения тяго-
теют к участкам развития озерно-ледниковых отложений, от которых
они не всегда могут быть достоверно отделены. Мощность отложений
изменяется от 0,5 до 5 м, редко достигая 10 м н более.
Литологический состав их разнообразен, преобладают пески, иног-
да с гравием и галькой, реже встречаются супеси, суглинки, а в при-
брежной полосе — галечпики и валунники. Характерными признаками
•озерных образований являются горизонтальная слоистость, наличие рас-
193
тигельных остатков; иногда значительная заторфованность пород, про-
слои погребенного торфа. Гранулометрический состав озерных отложе-
ний разнообразен. Среди песков преобладают мелкие и средние, содер-
жащие значительное количество пылеватой фракции. У глинистых раз-
ностей содержание пылеватой фракции в большинстве случаев превы-
шает 40%, иногда достигая 90—95%. В тонкодисперсной фракции су-
глинков и глин преобладают гидрослюды. Часто встречается высокое
содержание органических веществ. Так, потери при прокаливании пес-
ков достигают 5,7%, супесей — 7,8, суглинков — 14$, глин — 23,3%.
Основные показатели физических свойств озерных отложений при-
ведены в табл. 21. Модуль общей деформации озерных глин (10 опрс-
Таблица 21
Основные показатели физических свойств озерных отложений
Породы	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественна» влажность, %
	НИЖНИЙ предел	число пластичности	влажной породы	скелета		
Пески Супеси Суглинки Глины	“зТ(34) 0,0	6 	7- (34) 1,6 ' 1 ~з^~(83) и, о -11.(42) 7,2 ' ’	*’82 /280)	1158 /275)	°’70 /275)	17 тг(287> 28 м’(37>
			0,19 >.» <211	0,12 ("J) 1,48 ’	/О1\	0,10 °'83 <211	
			0,13 ( ) *’91 /49)	0,28 ( > 154 /21)	0,09,	) °’79 /21)	
			0,15 1><В <371	0,22 ( *’°7 /37)	0,22	) •»74 /47)	
			0,16 ( >	0,25 (	0,39 <	
Примечание. См. в табл. 17.
делений) изменялся от 4-10° до 23-10s Па (в среднем 11,5-Ю5 Па), что
указывает на их исключительно высокую сжимаемость. Весьма низкими
оказались полученные значения показателей сопротивления сдвигу:
угол внутреннего трения 10°, сцепление 0,08-105 Па. При испытании ме-
тодом вращательного среза сопротивление сдвигу также оказалось
весьма низким (0,13-105—0,14-Ю5 Па).
Для изучения механических свойств песков применялось статичес-
кое и динамическое зондирование. Значения условного динамического и
удельного статического сопротивлений по отдельным участкам достига-
ют соответственно 96-10s—178-105 и 74-10®—180-10® Па, что отве-
чает среднеплотному или плотному сложению песков. Согласно СН
448—72 значения угла внутреннего трения в этом случае находятся в
пределах 34—38°, значения модуля общей деформации по результатам
динамического зондирования колеблются от 330-105до540- 10s Па.
Оценивая строительные качества озерных отложений, следует от-
метить, что пески обладают, как правило, удовлетворительными харак-
теристиками. Но в связи с повышенным содержанием пылеватых частиц
они иногда проявляют плывунные свойства. Кроме того, в толще песков
часто встречаются линзы и прослои слабоуплотненных суглинков и
глип, что создаст опасность неравномерных осадков и нарушения устой-
.чнвости оснований .сооружений. Глинистые разности озерных отложе-
ний-характеризуются весьма низкой прочностью, значительной сжимас-
,м остью, чутко реагируют на изменение естественного сложения. В свя-
. Щ4
зи с этим при строительстве используются основания из свай-стоек и
специальные методы производства работ, исключающие динамические
воздействия.
Торфяно-болотные образования голоцена пользу-
ются широким распространением на территории региона, занимая около
30% его площади. Средняя мощность их 1—2 м, максимальная 10 м.
Торф бурого и коричневого цвета; по составу в нижних горизонтах
осоковый и гипиовый, в верхних — сфагновый. Степень разложения до
глубины 1,6- 2 м слабая, глубже — средняя. Основные показатели фи-
зико-механических свойств торфа приведены ниже (данные ЛИСМ).
Плотность..................................
Объемная масса, г/см®......................
Влажность, %...............................
Коэффициент пористости.....................
Зольность, %...............................
Коэффициент сжимаемости при погрузке
0,5.10-»— bl О"» Па-i....................
1,35—1,70
0,95—1,05
570—1700
11—26
1—22
0,23—0,51
Условия формирования этих отложений и их инженерно-геологиче-
ская оценка достаточно полно рассмотрены в гл. 3.
Кроме перечисленных выше основных генетических типов отложе-
ний на территории региона распространены также аллювиальные, элю-
виально-делювиальные и некоторые другие отложения, но они имеют ло-
кальное распространение и здесь ие рассматриваются.
Гидрогеологические условия
Принадлежность региона к зоне избыточного увлажнения предоп-
ределяет широкое распространение верховодки, сравнительно неглубо-
кое залегание грунтовых вод, их низкую минерализацию и преимуще-
ственно гидрокарбонатный апионный состав.
В кристаллических породах преобладают трещинные (в основном
безнапорные), трещинио-жильиые (иногда с напором до 20—50 м, ре-
же 70 м) н воды, приуроченные к зонам выветривания и разрывным
тектоническим нарушениям. В песчаных, супесчано-песчаиых и крупио-
обломочных образованиях четвертичной системы развиты порово-плас-
товые воды; чаще безнапорные, иногда с местным напором до 5—10 м.
Воды четвертичных отложений и верхней трещиноватой зоны кристалли-
ческих пород гидравлически взаимосвязаны и образуют единый водо-
носный горизонт грунтовых вод. Глубина залегания уровня от поверх-
ности земли зависит от строения рельефа и состава водовмещающих
отложений. Так, в пределах развития денудационно-тектонического гря-
дового рельефа уровень подземных вод фиксируется, как правило, до
глубины 10 м от поверхности земли, в районах развития моренных рав-
нин — до 5 м, в озовых и камовых образованиях — до 20 м, на участках
распространения морских, озерных и озерпо-ледииковых равнин — до
3 м, реже до Юм. По характеру циркуляции подземные воды региона
принадлежат преимущественно к зоне свободного водообмена, формиру-
ющейся под влиянием климатических факторов и дренирующего воздей-
ствия гидрографической сети.
Годовые амплитуды колебания уровня подземных вод незначитель-
ны: 0,3—0,5 м на равнинных участках; 0,5—1 м па склонах и 1—3 м
на вершинах гряд н холмов. Обводненность как четвертичных, так и
коренных пород в целом по региону слабая или весьма слабая (дебит
источников 0,5—0,05 л/с и менее). Лишь иа участках повышенной тре-
195
щиноватости кристаллических пород, приуроченных, как правило, к зо-
нам разрывных тектонических нарушений, и в песчапо-гравийно-галеч-
ных четвертичных образованиях дебит источников достигает 5 л/с.
По химическому составу воды главным образом гидрокарбонатные
натриевые, кальциевые и магниевые общей минерализацией 0,01—0,5 г/л.
Воды хлоридные, сульфатные и смешанного анионного состава распро-
странены среди гидрокарбонатных локальными участками. Их минера-
лизация часто повышается до 0,8 г/л. По отношению к бетону воды не-
агрессивны, реже отмечается общекислотная или углекислая агрессив-
ность.
Современные геологические процессы
Геологические процессы, развитые на территории региона, разно-
образны по генезису и интенсивности проявления. Приуроченность ре-
гиона к зоне избыточного увлажнения обусловливает широкое развитие
заболачивания. Характер и формы этого процесса рассмотрены в гл. б
н дополнительного освещения не требуют.
В центральных низкогорных районах Кольского п-ова боль-
шую опасность для горных предприятий и населенных пунктов пред-
ставляют снежные лавины, достигающие иногда скорости 60—70 м/с.
В настоящее время в районе Кировска за год сходит 100—150 крупных
лавин, примерно половина из них вызывается искусственно специаль-
ной противолавинной службой. В этой области на крутых склонах гор-,
в каньонообразных речных долинах, а также на откосах карьеров гор-
ных предприятий возможны обвалы с обрушением массы пород объ-
емом в десятки, сотни тысяч и миллионы кубометров.
Отработка месторождений полезных ископаемых открытым и под-
земным способами осложняется рядом специфических геологических яв-
лений. В первую очередь необходимо отметить весьма неравномерное
распределение напряжений в сейсмогенных зонах северной части регио-
на. Таких зон выделяется три: Мурманская, Кандалакшская, Северо-
Карельская. Аномально-высокие напряжения в кристаллических поро-
дах вызывают вывалы, «стреляние» пород и горные удары. Их связы-
вают с неотектопнческими глыбовыми движениями вдоль разломов се-
веро-западного направления. Здесь могут наблюдаться землетрясения
силой до 5 баллов.
ГЛАВА 9
УКРАИНСКИЙ КРИСТАЛЛИЧЕСКИЙ МАССИВ
Регион является крупнейшей положительной морфоструктурой в
юго-западной части Русской платформы. В его пределах можно выде-
лить три геоморфологические области, отвечающие приподнятым бло-
кам кристаллического фундамента. Северная область — Житомирское
Полесье — соответствует Коростенско-Житомирскому блоку, централь-
ная — Приднепровская возвышенность — основной, наиболее припод-
нятой части кристаллического массива и юго-восточная — Приазовская
возвышенность—соответствует периферической части массива, располо-
женной на левобережье Днепра.
Поверхность Житомирского Полесья наклонена к северу и северо-
востоку и характеризуется абсолютными отметками 140—180 м, за ис-
196
ключением обособленной, сложенной кварцитами Овручской возвышен-
ности, где они достигают 315—320 м. Приднепровская возвышенность
имеет общий наклон на юг и юго-восток от 320—345 до 200—250 м.
В том же направлении увеличивается степень овражно-балочного рас-
членения. На Приазовской возвышенности над общей сглаженной по-
верхностью поднимаются отдельные останцы, к которым приурочены
максимальные высоты (Бельмак-Могила 324 м).
Гидрографическая сеть региона принадлежит бассейнам Днепра,
Ю. Буга и Днестра, а мелкие реки Приазовья — непосредственно бас-
сейну Азовского моря. Реки равнинного типа, участками порожистые,
со смешанным питанием, 50—75% которого составляют талые воды. Для
режима рек характерны высокие весенние половодья и низкая летняя
и зимняя межень.
На севере, в зоне смешанных лесов, климат умеренный, влажный
со среднегодовой температурой воздуха 6—7° и количеством осадков
550—600 мм; на юге, в зоне степей, — более жаркий и засушливый со
среднегодовой температурой воздуха 8—9е и количеством осадков, не
превышающим 500 мм. На севере региона более половины площади за-
нято лесами, произрастающими на дерново-подзолистых почвах. В зоне
лесостепей отдельные массивы смешанных лесов на серых лесных поч-
вах чередуются с сельскохозяйственными угодьями на выщелоченных
черноземах. И, наконец, южная степная зона, где развиты мощные чер-
ноземы, является областью сплошного сельскохозяйственного освоения.
Редкие дубравы сохранились здесь только по долинам рек и крупным
балкам.
Геологическое строение и иижеиерио-геологическая
характеристика пород
Украинский кристаллический массив сложен дислоцированными по-
родами докембрия, покрытыми чехлом мезокайнозойских образований
мощностью от нескольких метров до 250 м. Специфической особенностью
района являются мощные (до 100—110 м) коры выветривания.
В строении докембрийского и байкальского структурных этажей
принимают участие метаморфические и изверженные породы.
Метаморфические породы отличаются большим разнообра-
зием. Это различные гнейсы, мигматиты, кварциты, джеспилиты, рого-
вики, карбонатно-хлоритовые и амфиболитовые сланцы, конгломераты.
Наиболее детально они изучены в Криворожском бассейне и в При-
азовье в связи с разведкой и разработкой железорудных месторожде-
ний. Все метаморфические породы обладают высокой механической
прочностью. Показатели основных физико-механических свойств этих
пород приведены в табл. 22.
Как видно из приведенных в таблице данных, показатели физико-
механических свойств различных петрографических типов метаморфиче-
ских пород заметно различаются по величине, но одновременно подвер-
жены очень большим колебаниям в пределах каждого выделенного ти-
па. Так, величина временного сопротивления раздавливанию почти у
всех пород изменяется в десятки раз. В этом сказывается влияние та-
ких факторов, как степень выветрелости и трещиноватость пород.
Интрузивные породы представлены разнообразными грани-
тами, габбро, реже диоритами, сиенитами и амфиболитами. Это также
высокопрочные породы, являющиеся надежным основанием любых со-
оружений (табл. 23). Здесь в полной мере сохраняются закономерности,
197
Таблица 22
Основные показатели физико-механических свойств метаморфических иород
(по материалам треста Укрюжгеология)
Район опробования	Породы	Число определе- ний	Объемная масса, г/см*	Пористость, %	Временное сопротивление сжатию, 10» Па
Приазовский	мигматиты	12	2,59—2,81	0,37—7,10	560 -1759
			2,65	1,79	1481
Криворожский	то же	136	2,34—2,88	0,75—17,8	77 -1695
			2,61	4,80	663
Приазовский	гнейсы	30	2,53—3,28	0,34—6,02	354—2140
			2,78	3,24	1500
Криворожский	гнейсы биотитовые	137	2,33—2,90,	0,34—13,72	32—1398
			2,66	4,70	586
Приазовский	кварциты	21	3,07—3.88	0,29—8,92	1336—2970
			3,48	2,70	2037
Криворожский	кварциты слюдистые	40	2,40-2,75	1,14-15,94	159—1652
			2,56	5,77	1049
То же	кварциты железистые	125	2,50—3,67	0,85—19,57	236—2247
			3,18	7,32	739
	кварциты магнетитовые	22	2,54—3,30	1,49—23,72	187—1491
			3,11	9,1	615
	джеспилиты магнети- товые	8	3,00—3.60	2,20—14,20	375—1011
			3,2	5,82	579
	джеспилиты мартитовые	19	2,99—3,82	0,30—13,72	451—2097
			3,33	5,17	882
	poi овики силикатные	52	2,50—3,71	0,69—17,37	151-1767
			2,92	11,2	724
	роговики карбонатно- магиетнтовые	28	2,70—3,20	3,12—14,28	138—1604
			2,99	7,70	608
Криворожский	сланцы амфиболитовые	26	2,12—3,40	3,11—21,28	90—1614
			2,77	18,50	461
То же	сланцы карбонатно- хлоритовые	29	2,20—2,80	3,84—23,07	64—572
			2,61	17,10	268
	конгломераты	16	2,60-2,75	0,36—4,35	427—1398
			2,67	1,85	851
Примечание. В числителе даны предельные значения, в знаменателе— средние.
198
Таблица 23
Основные показатели физико-механических свойств интрузивных пород
(по материалам треста Укрюжгеология)
Район опробования	Породы	Число определе- ний	Объемная масса, г/см*	Пористость» %	Временное сопротивление сжатию, 10* Па
Приазовский	граниты	30	2,42-2,74	0,33—2,26	1045—2495
			2,65	1,12	1594
Криворожский	граниты	53	2,20—2,70	0,76-14,06	36-1262
			2,51	6,37	566
Приазовский	сиениты	72	2,59—2,90	0,09- 3,30	1344—3345
			2,86	1,00	2150
Криворожский	амфиболиты	120	2,00—3,03	0,99—23,87	34—1634
			2,77	5,15	631
Примечание. См. в табл. 22.
отмеченные при описании метаморфических пород, причем влияние сте-
пени выветрелости и трещиноватости на свойства пород проявляется
еще более рельефно.
Сведений о поведении интрузивных пород в массиве довольно мало.
Наиболее полные данные получены Гидропроектом при изысканиях под
реконструкцию плотины Днепровской гидроэлектростанции им. В. И. Ле-
нина и при строительстве Днепродзержинской и Кременчугской ГЭС
(см. гл. 24).
Коры выветривания покрывают около 82% площади кристалличе-
ского массива. По мнению большинства исследователей, они сформиро-
вались в течение последних юрско-меловой и палеогеновой эпох коро-
образовання. Аналогичные образования более древнего возраста почти
полностью размыты и сохранились только в наиболее глубоких впади-
нах поверхности фундамента. Мощность кор выветривания на 48% пло-
щади региона, не превышает 10 м, на 22% она изменяется от 10 до
20 м, на 11 % — от 20 до 40 м н только на 1 % территории достигает
40—110 м (Литвиненко, Эльянов, 1967). В Приазовье коры выветри-
вания перекрыты маломощным (первые метры) чехлом палеоген-плей-
стоценовых образований, в Среднем Приднепровье мощность его уве-
личивается до 150—200 м. Кора выветривания имеет полный латерит-
ный профиль с четырьмя зонами па щелочных и тремя зонами на кис-
лых породах. Первая, нижняя зона представлена выщелоченными и де-
зинтегрированными материнскими породами, вторая — промежуточны-
ми продуктами выветривания монтмориллонитового, гидрослюдистого и
гидрохлоритового состава, третья — более устойчивыми образованиями
каолвинтового состава с примесью гидроокисей железа и четвертая —
конечными продуктами выветривания — латеритами. В первой зоне по-
роды хотя и изменены выветриванием, разбиты многочисленными тре-
щинами, но еще не потеряли полностью свою первоначальную структуру.
Во второй и третьей зонах породы разрушены, дезинтегрированы и
превращены в алевритово-глинистую структурную породу с высокой по-
ристостью (до 60—70%). В четвертой, латеритной зоне под влиянием
геостатического давления, вызвавшего разрушение реликтовой структу»
199
Таблица 24
Изменение объемной массы и пористости в различных зонах коры выветривания
Породы и зоны коры выветривания	Число определений	Объемная масса, г/см*	Пористость, %
		2,40—2,70	1,10—11,00
Гранитоиды		31	2,57	3,96
первая 		4JO	1,67—2,56	6,00—34,60
	оо	2,15	17,80
вторая 		«to	1,32—2,14	19,70—46,80
	Ох	1,69	34,70
		1,28—1,86	29,10-47,30
третья	.	48	1,56	39,60
		2,50—3,35	0,90—12,90
Основные породи		43	2,87	5,90
	Л7	1,51—2,82	8,20-43,40
первая •		2,29	20,90
вторая 			1,22—2,30	16,10—54,20
	74	1,63	37,80
		1,20—1,92	37,80—58,40
ТрЯТЕЯ •«••••••••••	71	1,45	47,50
		1,72-3,17	6,80—44,20
четвертая 		18	2,49	23,70
		2,40-3,53	1,20—12,20
Сланцы 		22		
		2,73	5,82
		1,58-2,68	8,30-32,90
первая 		50	2,06	20,80
		1,29—2,37	20,20—65,10
вторая		38		
		1,67	43,40
		1,27—1,98	25,60-57,60
третья		36	1,62	43,00
		1,99—2,29	21,10—32,80
четвертая		5	2,29	25,90
Примечание. См. в табл.	22.		
ры, породы подверглись вторичному уплотнению, что уменьшило их
пористость и повысило прочность. Этот процесс проявился особенио от-
четливо у пород основного, ультраосновного состава и у сланцев, на
которых формируется элювий наиболее глинистого состава (табл. 24).
Изучение свойств пород в естественном залегании первой, нижней
зоны коры выветривания, сформировавшейся на гранитогнейсах и гней-
сах, при строительстве Днепродзержинской плотины (материалы Гидро-
проекта) дало среднее значение модуля общей деформации (по штампу)
200
670* 105 Па, а при лабораторных исследованиях в 2—3 раза меньше.
Угол внутреннего трения для пород коры выветривания составляет 23—
25°; сцепление 0,10- 10s—0,40» 10s Па; модуль осадки при нагрузке
3-105 Па 46—44 мм/м. Породы кор выветривания в различной степени
водонасыщены. Наибольшей водообильностью они обладают в северо-
западной части кристаллического массива. Воды пресные с минерализа-
цией до 1 г/л.
В основании киммерийско-альпийского структурного этажа залега-
ют морские отложения меловой системы, имеющие спорадическое рас-
пространение. Они перекрываются неоднородной по литологии и гене-
зису толщей песчано-глинистых осадков палеоген—неогенового возрас-
та. В разрезе выделяется ряд формаций, различающихся по составу сла-
гающих их пород и особенностям строения.
Кремнисто-карбонатиая формация мелового воз-
раста выполняет депрессии в коре кристаллического фундамента и
залегает на глубине от нескольких метров до 300 м. Лишь на северо-
западе региона породы формации выходят на дневную поверхность.
В разрезе встречаются: писчий мел, мергели, опоки, пески, песчаники и
глины. Мощность формации достигает 250 м. Породы слабо изучены в
инженерно-геологическом отношении. Более подробная характеристика
аналогичных пород приведена в описании смежных регионов (гл. 17,18).
Терригенная формация палеоген-раннемиоцено-
вого возраста представлена весьма пестрыми по составу осадками
морского и континентального происхождения, среди котовых преоблада-
ют глауконито-кварцевые пески. Глины, бурые угли, песчаники, опоки,
трепела и мергели играют подчиненную роль. Суммарная мощность по-
род колеблется от 20 до 260 м. Залегают они преимущественно во впа-
динах докембрийского рельефа на корах выветривания, образуя ес-
тественные выходы в долинах рек.
Физические свойства песков различных горизонтов довольно близ-
ки (табл. 25). Угол внутреннего трення песков изменяется от 30 до 35°,
коэффициент фильтрации от 0,7 до 11 м/сут.
Таблица 25
Некоторые показатели физических свойств песков терригенной формации
Ярус	Объемная масса, г/см»		Пористость, %
	влажной породы	скелета	
Полтавский		1,70—1,98	1,42—1,70	34,2—41,0
	1,85	1,66	36,0
	1,62—1,80	1,58—1,71	35,5—40,4
Киевский				
	1,70	1,65	38,1
Бучакский:			
морские		1,71—1,97	1,63—1,71	35,5—41,5
	1,81	1,67	36,9
континентальные		1,72—2,00	1,39—1,80	31,4—44,3
			
	1,86	1,60	38,0
Каневский		1,82—2,03	1,50—1,69	37,4 -44,2
	1,97	1,63.	38,7
Я римечание. См. в табл. 22.			
201
Среди других пород формации наиболее распространены известко-
вистые глины. В минералогическом составе глин преобладает монтмо-
риллонит, в меньшем количестве содержится гидрослюда. Объемная мас-
са глин 1,72—1,96 г/см3; объемная масса скелета 1,44—1,50 г/см3; порис-
тость 42- 46%; число пластичности 21—30; коэффициент сжимаемости
0,002’IO-3—0,02-10“5 Па-1; угол внутреннего трения 19—23°; сцепление
0,45-105—1,0-105 Па.
Подземные воды приурочены в основном к песчаным толщам. Пре-
обладают воды гндрокарбонатно-кальциевые и натриевые с минерали-
зацией до 1 г/л. В юго-восточной части региона развиты хлоридно-суль-
фатные и сульфатло-хлоридно-натриевые воды с минерализацией 3, ред-
ко 4 г/л, приуроченные к пескам полтавской свиты.
Карбонатно-терригенная формация среднемиоце-
нового-раннеплиоценового возраста представлена в ос-
новном морскими осадками, пользующимися локальным распростране-
нием по южной периферии Украинского кристаллического массива. Бо-
лее полная характеристика отложений этой формации приведена в
гл. 20.
Верхнеальпийский структурный этаж представлен толщей континен-
тальных образований различных генетических типов, среди которых
можно выделить-шесть основных инженерно-геологических комплексов:
пестроцветных глин, красно-бурых глин, аллювиальных, ледниковых,
водно-ледниковых отложений и лессовых пород.
Комплекс пестроцветных глин, формировавшийся с кон-
ца миоцена до середины плиоцена, плащеобразно залегает на водораз-
дельных равнинах. Мощность его около 30 м. В северной части терри-
тории толща глин сохранилась лишь на отдельных участках. Инженер-
но-геологическая характеристика пестроцветных глин приведена в опи-
сании сопредельных регионов, где они изучены более подробно
(гл. 12, 17).
Комплекс красно-бурых (скифских) глин поздне-
п л иоценово-раннеплен стоценового возраста пользует-
ся повсеместным распространением, за исключением речных долин н се-
вера территории, где он сохранился лишь па слабоэродированных участ-
ках междуречий. Красно-бурые глины, как правило, залегают на пестро-
цветных глинах и перекрыты толщей лессов, а на северо-западе регио-
на — мореной и водно-ледниковыми осадками днепровского ледника.
Мощность глин изменяется от нескольких метров на склонах до 20 м
на водораздельных пространствах. В составе комплекса преобладают
тяжелые, плотные глины, местами переходящие в суглинки, супеси, а
иногда и в глинистые пески. В толще глин встречаются карбонатные
конкреции размером до 10—12 см, а также друзы и крупные кристаллы
гипса, содержание которых возрастает там, где материнские породы
представлены гилсопоснымн сарматскими глинами. С подстилающими
породами красно-бурые глины связаны постепенным переходом. Мине-
ралогический состав глин отличается полимиктовостью — они содержат
каолинит, монтмориллонит, гидрослюды и ферригаллуазит. В грануло-
метрическом составе красно-бурых глин преобладают глинистые и мел-
копылеватые фракции. В приднепровской полосе они обогащены круп-
нопылеватыми частицами (13—32%). Основные физические свойства
глинистых пород центральной части региона характеризуются следую-
щими средними значениями показателей (по 79—273 определениям):
число пластичности 24; объемная масса 1,95 г/см3; объемная масса ске-
лета 1,57 г/см3; пористость 41,5%; коэффициент пористости 0,709; ес-
202
тественная влажность 24,2%. Породы комплекса практически водоунор-
пы, обводнены лишь песчаные линзы.
Аллювиальные отложения поздне и лио ненового-
голоценового возраста слагают террасы во всех крупных реч-
ных долинах внеледниковой зоны, а также погребенные горизонты и по-
следнепровские террасы в ледниковой зоне.
Наиболее древние плиоценовые террасы прослеживаются в долинах
Днепра, Днестра, Ингула и IO. Буга. Мощность аллювия колеб-
лется здесь от первых метров до 20 м. С поверхности он повсеместно
перекрыт красно-бурыми глинами или лессовыми породами. Верхне-
плиоценовый аллювий отличается слабой фациальной дифференциацией.
В долинах Днестра, Ингула и Ю. Буга он представлен разнозер-
нистыми кварцевыми песками с гравием и галькой, реже рыхлыми конг-
ломератами, супесями и суглинками; в долине Днепра — преимущест-
венно песчано-галечными отложениями.
Плейстоценовые аллювиальные отложения слагают I—IV террасы.
Мощность аллювия составляет 15—28 м. На И—IV террасах аллюви-
альные осадки перекрыты лессовыми породами мощностью до 20 м, на
I террасе лессовый покров отсутствует и пески часто переработаны
эоловыми процессами. В Житомирском Полесье нижнеплейстоценовый
аллювий сохранился в виде погребенного горизонта, а среднеплейстоце-
новый замещается водно-ледниковыми песками днепровского возраста.
На пойме мощность голоценового аллювия 15—20 м.
Строение четвертичных аллювиальных толщ обладает значитель-
ным сходством. Во всех случаях в вертикальном разрезе аллювия чет-
ко выделяется базальная, русловая и пойменная фации. Базальная фа-
ция имеет прерывистое распространение и небольшую мощность.(пер-
вые метры). Она представлена крупнозернистыми песками с гравием,
галькой, иногда валунами. Осадки русловой фации состоят из разно-
зернистых песков с подчиненными линзами и прослоями супесей и су-
глинков, количество которых возрастает вниз по течению рек. Осадки
пойменной фации, как правило, состоят из суглинков, супесей и тонко-
зернистых глинистых песков. В пределах Житомирского Полесья в раз-
резе пойменного аллювия встречаются погребенные торфяники.
Обводненность пород крайне изменчива. Коэффициент фильтрации
пород русловой фац1*и колеблется от 6 до 50 м/сут (последнее харак-
терно для гравийно-галечных разностей), чаще 15—20 м/суг.
Морена днепровского оледенения широко распростра-
нена в восточной и северо-восточной частях региона в бассейнах рек
Жерев, Уж н др. Средняя ее мощность 3—4 м, в понижениях доледни-
кового рельефа достигает 15 м. По гранулометрическому составу морен-
ная толша довольно четко подразделяется на два горизонта. В верх-
нем преобладают песчанистые суглинки, супеси и глинистые пески с
включением гравийно-галечного материала до 10%, иногда более, в ниж-
нем — глинистые породы с содержанием крупнообломочного материа-
ла не более 3,5 -5%. Характерно, что в нижнем горизонте круппообло-
мочный материал представлен преимущественно местными породами,
в то время как в верхнем преобладают палеозойские известняки и до-
ломиты, принесенные ледником с севера Русской платформы (Веклич,
1958). Физические к механические свойства морены аналогичны приве-
денным в описании Днепровско-Донецкой впадины, где она пользуется
повсеместным распространением (гл. 17). Песчаные разности морен-
ных отложений обводнены. Воды гиДрокарбонатно-кальциевые с мине-
рализацией до 1 г/л.
203
Флювиогляциальные отложения днепровского
возраста представлены разнозернистыми песками, к югу от Полесья
содержащими прослои и линзы супесей. Мощность отложений 1 -15 м,
в понижениях рельефа и в областях развития аккумулятивных форм —
озовых гряд и камовых холмов она увеличивается до 20—28 м. Па се-
вере пески образуют зандровые равнины с поверхностью, переработан-
ной эоловыми процессами, на юге они перекрыты лессами. Пески гори-
зонтально- и косослоистые с галькой, гравием и единичными валунами.
Осредненный гранулометрический состав их характеризуется содержа-
нием грубозернистого песка 0,4—0,7%, крупнозернистого 0,3—7,8, сред-
нсзернистого 24,0—42,2, мелко- и тонкозернистого 34,5—61,5, крупной
пыли 6,5—18 и более мелких частиц 6,5—13,5%. Объемная масса пес-
ков 1,70—1,96 г/см2; объемная масса скелета 1,27—1,58 г/см2, что сви-
детельствует об их среднеплотном сложении. Угол естественного откоса
песков в сухом состоянии изменяется от 33 до 45°, а под водой от 34 до
38э. Пески обводнены. Коэффициент фильтрации зависит от их крупно-
сти и глинистости и колеблется от 0,2 до 8,5 м/сут, реже до 30 м/сут. Во-
ды гидрокарбонатпо-кальциевые, реже гидрокарбонатно-сульфатные с
минерализацией до 1 г/л.
Лессовые породы плейстоценового возраста рас-
пространены повсеместно, за исключением Житомирского Полесья, где
они сохранились только на возвышенных участках междуречий. Мощ-
ность пород на севере и северо-западе региона (включая Житомирское
Полесье) колеблется от 3—8 м на водораздельных равнинах до 10—20 м
на их склонах. На юге и юго-востоке разрез лессовой толщи усложняет-
ся из-за большого количества ярусов, а мощность ее возрастает до 20—
30 м (в районе Верхнеднепровска и Днепропетровска местами достига-
ет 55—60 м). В ледниковой и приледниковой зонах в составе лессовой
толщи преобладают супеси, легкие и средние суглинки, во внеледнико-
вой — средние и тяжелые суглинки и глины. На склонах водоразделов
и па речных террасах верхняя часть разреза представлена легкими и
средними суглинками, сменяющимися к основанию облессованными пес-
ками. В центральной части региона тонкодисперсная фракция лессовых
пород состоит главным образом из глинистых минералов группы монт-
мориллонита и гидрослюд. Среди новообразований в лессовой толще
встречаются мучнистые гнезда и конкреции карбонатов, железисто-мар-
гаицевые бобовины, а в нижнем ярусе — друзы, рассеянные кристаллы
и прожилки мелкокристаллического гипса. Анализ микроагрегатного
состава лессовых пород этого района (табл. 26) показывает, что с глу-
биной содержание песчаной фракции в них значительно уменьшается
при заметном увеличении пылеватой и незначительном увеличении гли-
нистой (Пономарь н др., 1970).
(Таблица 26
Изменение гранулометрического состава лессовых пород с глубиной
Глубина, и	Число определений	Размер частиц в мм, %		
		2-0,06	0,05 -0,005	0,005
0-1,5	190	26,2	54,0	19,8
1,5—3	321	21,8	58,6	19,6
3—5	315	19,0	61,0	20,0
g	389	18,4	61,6	20,0
8—15	412	19,5	60,4	20,1
более 15	147	15,8	62,8	21,4
204 -
Основные показатели физико-механических свойств лессовых пород
по отдельным районам приведены в табл. 27.
Из таблицы видны определенные закономерности в строении лес-
совой толщи не только в пространстве, но и по разрезу (Криворожский
район). Объемная масса породы, объемная масса скелета и естествен-
Таблица 27
Основные показатели физико-механических свойств лессовых пород
Показатели	Криворожский район (центральный)		Приачов- ский район	Северо- западная часть ре- гиона
	верхний ярус	нижний ярус		
Нижний предел пластичности		33,0	42,0	41,2	30,6
	320	185	62	35
Число пластичности		16,0	23,0	17,5	11,9
				
	320	185	62	35
“Объемная масса, г/см*		1,67	1,91	1,71	1,81
	431	236	47	36
				
Объемная масса скелета, г/см3		1,46	1,62	1,48	1,56
	431	239	13	19
Коэффициент пористости		0,83	0,66	0,71	0,54
	331	171	62	25
	14,5	18,3	18,7	18,3
Естественная влажность, %					
	373	268	62	52
Коэффициент относительной просадочности . . .	0,03	—	0,018	0,035
	88	-	33	12
Примечание. В числителе дано среднее значение, в знаменателе — число опреде-
лений.
ная влажность возрастают с глубиной, а пористость уменьшается. Сред-
ние значения показателя уплотненности, по В. А. Приклонскому (1952),
и относительной просадочности лессовых пород центральной части ре-
гиона в интервале глубин 1,5—8 м приведены в табл. 28. Максимальные
значения коэффициента относительной просадочности в легких и сред-
Та’блица 28
Средние значения показателя уплотненности и относительной
просадочности лессовых пород центральной части региона
Породы	Коэффициент естественной уплотненности	Коэффициент относительной просадочности
Супеси 	 Суглинки легкие	 Суглинки тяжелые	 Суглинки средние 	 Глины		-1,15(105) —1,50(350) 0,40(141) —0,40(210) 0,10(61)	0,046(88) 0,043(212) 0,035(63) 0,041(118) 0,013(21)
Примечание. В скобках дано число определений.
205
них суглинках достигают 0,12—0,14. Условная величина просадочности
наиболее значительна в центральной части региона, особенно в при-
легающей к Днепру полосе: в Никополе 220 см, в Запорожье около
140, в Днепропетровске и Днепродзержинске до 60—80 см. В районе
Кривого Рога, Кировограда и в северо-западной части кристаллического
массива (Винница и др.) она снижается до 30—35 см, а в Приазовье
колеблется в пределах 7—15 см. Величина просадки лессовых пород от
собственного веса для центральной части региона изменяется от 100 см
у Запорожья до 40 см у Днепропетровска и 25 15 см между Запорожь-
ем и Кривым Рогом. Значения основных показателей механических
свойств лессовых пород приведены в табл. 29.
Обводненность лессовых пород спорадическая и незначительная.
Воды слабомцперализованные. В юго-восточном направлении минерали-
зация их повышается до 3, местами до 5 г/л.
Таблица 29
Основные показатели механических свойств лессовых пород
Район опробования	Угол внутрен- него трения	Сцеплсппе, 10* Па	Коаффициент сжимаемости, КГ6 Па-1
Приазовский район..... Северо-запад региона . . .	22—26°	0,09—0,60	0.003—0,077
			0,019(37) 0,006—0,028
	20е30'(5)	0,29(5)	0,017(9)
Примечание. В числителе даны предельные значения, в зна-
менателе — средние, в скобках — число определений.
Гидрогеологические условия
С докембрийскими кристаллическими породами связаны трещин-
ные, а в районе Криворожского бассейна также трещинно-карстовые во-
ды. На придолинных участках они залегают на глубине 1—30 м, на во-
доразделах глубина 100 м. Воды напорные с величиной напора от 25-
до 90 м.
С отложениями киммерийско-альпийского структурного этажа свя-
зан мощный и сложный комплекс пластово-поровых вод. Он приурочен
к песчаным толщам палеогена и неогена и образует четыре самостоя-
тельных горизонта, разделенных водоупорными глннамн и мергелями.
Наиболее водообильиым является бучакский водоносный горизонт, ко-
торый создает значительные трудности при горных работах на Днепров-
ских буроугольных месторождениях, где угольные пласты перекрыты и
подстилаются интенсивно обводненными песками. Мощность водоносно-
го комплекса изменяется от нескольких метров на водоразделах до 80 м
в пределах Депрессий. Глубина залегания колеблется от 5 —10 м на при-
долинных участках до 50—85 м на водоразделах (на юго-западе регио-
на до 125 м). Воды, за редким исключением, напорные, величина пьезо-
метрического напора от 10 до 80 м, в среднем 40—60 м. По химическо-
му составу преобладают гидрокарбонатно-кальцисвые воды с минера-
лизацией до 0,1—1 г/л и лишь в юго-восточной части территории появ-
ляются хлоридно-сульфатно-натриевые с минерализацией до 2—3 г/л.
Условия формирования грунтовых вод в толще четвертичных отложений
206
зависят от природной зональности, которая влияет на их химизм, ре-
жим, а частично и водообильность. В зоне смешанных лесов (область
избыточного увлажнения) глубина залегания грунтовых вод изменяется
от 5 до 10 м и испытывает весенний и осенний подъемы, составляющие
на междуречьях соответственно 0,3—0,8 и 0,2—0,4 м. На склонах водо-
разделов амплитуда подъема уровня достигает 1,5—1,6 м, увеличиваясь
в приречной части низких террас до 2,5 м. В зоне неустойчивого увлаж-
нения (лесостепная и степная зоны) при глубине залегания уровня грун-
товых вод до 20 м максимальное его повышение на склонах водораз-
делов не превышает 0,6 м. Еще значительнее сказывается природная
зональность на химическом составе грунтовых вод. В зоне смешанных
лесов они гидрокарбонатно-кальциевые с минерализацией до 1 г/л, об-
ладают слабой общекислотпой (pH 6,5) и выщелачивающей (содержа-
ние углекислоты 2 мг-экв) агрессивностью. В лесостепной зоне грунто-
вые воды в лессовых и аллювиальных отложениях слабомиперализован-
ные в результате хорошего водообмена и низкой концентрации водно-
растворимых солей в водовмещающих породах, неагрессивные. В степ-
ной зоне, на междуречьях грунтовые воды высокоминерализованные и
обладают сульфатной агрессивностью. Наибольшей агрессивностью об-
ладают воды в лессовой толще на междуречье Гнилой Еланец -- Гро-
моклея — Мертвовол и в ряде районов Приазовья, где содержание
сульфат-иона достигает 2 —3 г/л.
Современные геологические процессы
На инженерно-геологические условия региона значительное влияние
оказывают.эрозионные, оползневые и просадочные процессы. Карст раз-
вит только па небольших площадях в Криворожско-Кременчугском и
Приднепровском районах, где он существенно осложняет ведение гор-
ных работ из-за катастрофических прорывов подземных вод в Горные
выработки. Эрозионные процессы наиболее интенсивны на участках,
прилегающих к речным долинам, — в Приднепровье, Приднестровье,
Побужье — и на южных крутых склонах Словечанско-Овручской возвы-
шенности (Житомирское Полесье).
Оползни отмечаются на правобережье Днепра, где плоскости сколь-
жения оползневых масс приурочены к кровле красно-бурых и пестро-
цветных глин, а также в долинах Ю. Буга (Первомайский район), Ко-
дымы-и других рек, где оползни связаны с глинистыми породами нео-
гена. Морфологически оползни выражены единичными цирками длиной
от 20 до 700 м, с амплитудой вертикального смещения 5—15 м (реже
более), а также оползнями-потоками (склоны долины р. Кодымыидр.).
Оползневые подвижки часто сочетаются с овражными врезами. Про-
садочные явления связаны с породами лессового комплекса. Они при-
водят к возникновению замкнутых понижений —  подов и блюдец пло-
щадью до 4—5 км2, развитых юго-восточнсе Кривого Рога и на между-
речье Ингулец—Каменка.
ГЛАВА 10
ТИМАН
Тиманскмй кряж представляет собой крупную положительную мор-
фоструктуру, вытянутую в суб.мсридиональном направлении почти на
100ft км и состоящую из системы параллельных гряд, интенсивно рас-
207
члененных густой сетью небольших рек и ручьев. Средние абсолютные
высоты кряжа 200—250 м, максимальные — до 470 м.
Большая часть региона входит в зону средней и северной тайги, а
северная часть — в зону тундры. Высокие широты определяют суровый
климат региона и положительный баланс влаги. Благодаря мощному
снеговому покрову глубина промерзания пород не превышает 0,7—0,8 м.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Тиманский кряж представляет собой систему блоковых поднятий
древнего рифейского фундамента, перекрытых дислоцированными поро-
дами палеозоя и маломощным чехлом четвертичных отложений (рис. 39).
Нижний структурный этаж выходит на дневную поверхность только
в ядрах наиболее значительных поднятий на п-ове Канин и в Среднем
Тимане и сложен кристаллическими сланцами, кварцитами и сильно-
метаморфизованными известняками й доломитами рифея и нижнего
кембрия. В континентальный перерыв, продолжавшийся с раннего па-
леозоя до эйфельского века включительно, рифейские отложения под-
верглись выветриванию и денудации. В настоящее время коры вывет-
ривания представлены главным образом своими «корнями» — трещино-
ватыми породами, утратившими свою прочность. Не исключено, что в
отдельных местах могут быть встречены линейные коры выветривания
значительной мощности с более глубоким преобразованием материн-
ских пород.
В строении герцннского структурного этажа участвуют две форма-
ции: вулканогенно-терригенная, охватывающая средний девон и фран-
ский ярус верхнего девона, и галогенно-карбонатная, включающая от-
ложения фаменского яруса верхнего девона, карбона, нижний н частич-
но верхний отделы перми.
Вулканогенно-терригенная формация характеризует-
ся довольно пестрым составом слагающих ее пород, с заметным преоб-
ладанием по всему разрезу песчаников и глин, а в низах франского яру-
са вулканогенных образований — лав и их туфов.
Песчаники кварцевые, реже кварцево-полевошпатовые, от мелко-
до крупнозернистых, с кремнистым или карбонатным цементом в низах
разреза, слагают толщу мощностью до 265 м. Встречаются прослои
конгломератов, состоящих преимущественно из мелкой (3—8 см) хоро-
шо окатанной гальки кварца, сланцев и других пород. Цемент в боль-
шинстве случаев глинистый. Глины, слагающие отдельные прослои или
пачки мощностью до 40 м, обладают весьма различным составом и
свойствами. Наряду с обычными пластичными глинами в разрезе при-
сутствуют также известковые, битуминозные и аргиллитоподобные раз-
ности, нередко приближающиеся по своим свойствам к полускальиым
породам. Все разности глин уплотнены н находятся в твердой или туго-
пластичной консистенции. Физические свойства глин изучены на строи-
тельных объектах Ухты и других близлежащих пунктов (табл. 30).
Эффузивы, принимающие участие в строении формации, представ-
лены базальтами и образуют лавовые покровы и потоки мощностью
30—40 м. Покровы имеют однотипное строение: нижняя их часть сло-
жена массивной, сливной породой, верхняя — пузыристыми разностями
с пустотами, заполпенными кальцитом и халцедоном. В разрезе форма-
ции присутствуют также туфы, туфобрекчии, туфопесчаники, туфоалев-
ролиты и туфоаргиллиты, нередко с большим содержанием вулканичес-
208
Рис. 39. Схематическая карта распространения формаций и комплексов четвертичных
и дочетвертичных отложений и схематический геологический разрез Тимана. Четвер-
тичные отложения: I—морские верхнеплейстоценовые и голоценовые (mill—IV);
2 — аллювиальные средне-верхисплейстоцеиовые и голоценовые (all—IV): 3 —
водио-ледниковые средне- и всрхнеплсйстоцеповые (flld — flllk); 4 — ледниковые
средне- и верхнеплейстоцеповые (gild — glllk). Формации дочетвертичных отло-
жений; 5 —галогенно-карбонатиая; 6 —вулканогеино-терригениая; 7—метаморфи-
ческие породы; 8 — граница распространения закарстовапных пород галогеино-кар-
бопатпой формации; 9—граница многолетнемерзлых пород; 10 — граница региона
Таблица 30
Основные показатели физических свойств глин вулканогенно-терригенной формации
Место опро- бования	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естествен- ная влаж- ность, %
	нижииЛ пре- дел	число плас- тичности	влажного грунта	скелета грунта		
Ухта	Т<123>	-V (ИЗ)	2,18		0,44 МО(М>	1 (Н2)
пос. Встло- сяи	Т (,6) О	"Т (16)	—	—	—	(13)
Сосногорск	28 - (80) V		О2> 0,1 v '	я <•’>	0,66	24 -7 (12) V
пос. Седыо	22 Y de)	“Y (18)	—	—	—	1 Со Ч™»»
Примечание. См. в табл. 17.
ких бомб размером до 1,5 м. Все вулканогенные породы формации тре-
щиноваты. Временное сопротивление раздавливанию у базальтов пре-
вышает 1200-10® Па; пористость изменяется от 2 до 5%; объемная мас-
са 2,7—2,8 г/см3. У туфов временное сопротивление раздавливанию
800-105—900-10® Па; пористость до 8—10%; объемная масса 2,4—
3,5 г/см3.
Водообильность пород сравнительно невысокая (дебиты родников
нс превышают 1—2 л/с). Воды гидрокарбонатные кальциевые с минера-
лизацией до 0,3 г/л обладают выщелачивающей, реже сульфатной агрес-
сивностью по отношению к бетону.
Галогенно-карбопатная формация представлена в ос-
новном известняками, в меньшей степени доломитами, мергелями, гип-
сами и ангидритами. Известняки органогенные и органогенно-обломоч-
ные, реже солитовыо, пелитоморфные или скрытокрнсталлические, встре-
чаются также конгломератовидные, песчанистые и глинистые разности.
Во многих случаях известняки в различной степени доломитизирован-
ные, иногда окремнелые. Породы трещиноватые н закарстованные. Карст
имеет характер каверн размером 1—5 см, открытых или заполненных
кальцитом, и пустот выщелачивания размером до 15 см, обычно запол-
ненных песком, супесью, глиной. Общая закарстованность пород 5—
10%, редко до 30%. Временное сопротивление раздавливанию прочных
разностей известняков и доломитов 1000-105—1500-105 Па, слабых и
выветрелых — 400-10®—500-10® Па.
Гипсы образуют в толще карбонатных пород отдельные прослои,
линзы, включения и только в кунгурском ярусе, многократно переслаи-
ваясь с известняками, слагают существенную часть разреза. Гипсы круп-
нозернистые, волокнистые и радиально-лучистые с временным сопротив-
лением раздавливанию (250-105—300-105 Па).
Терригенные породы встречаются в разрезе карбонатных пород ред-
ко, имеют небольшую мощность и существенного значения не имеют.
Водообильность пород весьма изменчива и зависит от степени тре-
щиноватости и закарстованности порол. До глубины 100 м воды гид-
рокарбонатно-кальциевые, реже сульфатные (из-за прослоев гипсов и
ангидритов) с минерализацией до 1 г/л.
Верхиеальпийскнй структурный этаж образован рыхлыми четвер-
тичными отложениями различного генезиса. Наиболее широким разви-
210
тием пользуются ледниковые отложения днепровского и московского
оледенений, представленные моренами и флювиогляциальными отложе-
ниями, образующими прерывистый чехол мощностью до 26 м. Единич-
ные анализы морены позволяют говорить о близости ее свойств с одно-
возрастными образованиями, распространенными в пределах Москов-
ской синеклизы.
Основные показатели физико-механических
свойств морены (район Ухты)
Пластичность, %
“(48)
<5
нижний предел......................
число пластичности................
Объемная масса, г/см3,
влажного грунта.......................
скелета грунта ....................
Коэффициент пористости................
Естественная влажность, %.............
Примечание. См. в табл. 17.
Межледниковые отложения представлены аллювиальными, озерны-.
ми и болотными образованиями пестрого литологического состава, от-
ложения бореальной трансгрессии — в основном песками и слабоуплот-
нениыми глинами. Инженерно-геологическая характеристика этих пород
приводится в описании Московской синеклизы, где они изучены более
полно (см. гл. 14).
На Тимане распространены также элювиально-делювиальные обра-
зования позднечетвертичного и голоценового возраста, приуроченные к
местам выхода на поверхность скальных дочетвертичных пород. Отло-
жения представлены глыбово-щебнистыми супесями и суглинками мощ-
ностью от 1 до 5, чаще 2—3 м. Содержание грубообломочного материа-
ла в иих изменяется от нескольких процентов до 80%, увеличиваясь с
глубиной. В составе мелкозема пылеватые частицы составляют 50—
60%, песчаные — 25,1—43,4, глинистые — 4,7—10,7%. Естественная
влажность пород 18,3—33,1%; плотность 2,61—2,65 г/см3; объемная мас-
са 1,6—1,7 г/см3; пористость 30,2—35,4%. Консистенция твердая или
тугопластичная. Породы практически безводны.
Кроме рассмотренных образований в регионе локально развиты го-
лоценовые морские, аллювиальные и болотные отложения. Более пол-
ная их характеристика приведена в гл. 14, 21.
12
3
(48)
Гидрогеологические условия
2,18
0,02
1,91
(7)
0.04 <7>
0,02 v 7
16,0	„
(49)
4,9
Гидрогеологические условия региона отличаются большой изменчи-
востью. В области развития ледниковых отложений наблюдаются спо-
радические скопления грунтовых вод, приуроченных на севере в зоне
211
многолетней мерзлоты к таликам, на юге — к флювиогляциальным пес-
кам. Вне зоны многолетнемерзлых пород глубина залегания грунтовых
вод не превышает 10 м.
С дочетвертичными отложениями связаны трещиино-пластовые и
трещинно-карстовые воды. Наиболее сильно обводнены карбонатные
трещиноватые и закарстоваиные породы.
Как правило, воды напорные с различными пьезометрическими
уровнями (иногда выше поверхности земли). Водообильность неравно-
мерная. По минерализации и химическому составу подземные воды пре-
имущественно пресные с минерализацией до 1 г/л, гидрокарбонатные
кальциевые и натриевые, обладают выщелачивающей и сульфатной аг-
рессивностью. С глубиной минерализация вод увеличивается, изменяет-
ся н нх химический состав.
Современные геологические процессы
Значительная протяженность Тимана с севера на юг и наличие кар-
бонатных пород определяют своеобразие развитых здесь современных
геологических процессов. Здесь широко распространены морозное вы-
ветривание, мерзлотные явления и карст.
Морозное выветривание приводит к разрушению скальных пород
в местах их выхода на поверхность и образованию глыбовых накопле-
ний — россыпей и курумов. Наиболее широко они распространены на
севере региона.
Значительная часть региона находится в зоне развития островной
вечной мерзлоты. Мощность мерзлых толщ достигает 25—1°0 м. С мерз-
лотой связано развитие различных геокриологических процессов: тер-
мокарста, солифлюкции и др. Термокарстовые формы представлены по-
нижениями, блюдцами, воронками, развитыми главным образом в до-
линах рек, на поверхности пойм и низких террас, сложенных сильно пы-
леватыми суглинистыми отложениями. Солифлюкция представлена ши-
роким спектром различных форм — террасами, языками, линейно-гряд-
овыми образованиями, осложняющими склоны возвышенностей, по-
крытые рыхлыми накоплениями.
Карст широко распространен в средней и южной частях Тимана,
где на поверхность выходят породы галогенно-карбонатной формации.
На территории развития открытого карста встречаются карстовые до-
лины длиной 50—100 м и шириной по дну до 20 м с высотой бортов
до 3 м, карстовые депрессии длиной до 250 м и шириной до 30 м. Наи-
более часто карст представлен воронками диаметром 10—25 м и глуби-
ной 4—8 м. На участках сплошного развития четвертичных отложений
местами обнаруживается закрытый карст, выраженный в рельефе зам-
кнутыми понижениями.
ГЛАВА 11
ПРИБАЛТИЙСКИЙ РЕГИОН
Большая часть территории региона занята озерно-ледниковыми низ-
менностями и морскими абразионными и аккумулятивными равнинами
с абсолютными отметками поверхности от нуля до 100 м. Только у юж-
ной и восточной границ прослеживается несколько гряд и возвышенно-
стей с отметками до 342 м. Наиболее крупная из них — Валдайская —
212
заходит в регион только своим северо-западным склоном. Прочие воз-
вышенности представляют собой небольшие по площади, округлые в
плане массивы, группирующиеся в цепи, постепенно снижающиеся к
-северу. Возвышенности характеризуются холмисто-грядовым или вол-
нистым рельефом, равнины и низменности — уплощенностью, весьма
•слабой эрозионной расчлененностью и однообразием морфологических
•форм.
Гидрографическая сеть региона представлена многочисленнымн ре-
ками, принадлежащими в основном бассейну Балтийского моря. Густо-
та речной сети составляет 0,2—0,6 км на 1 км2. Среднегодовой модуль
речного стока для большей части территории изменяется от G до 12 л/с
с 1 км2. Реки равнинного типа с неглубокими разработанными долина-
ми. Только в местах, где они прорезают возвышенности, долины стано-
вятся глубокими, крутосклонными, а реки изобилуют порогами и пере-
катами. В пределах региона располагается большое число озер. Наи-
более крупные из них — Ладожское, Онежское, Ильмень, Чудское,
Псковское имеют тектоническое происхождение. Заболоченность терри-
тории возрастает с юга па север н с запада на восток, составляя в пре-
делах Литвы около 3%, Латвии 6, Эстонии 14, в Ленинградской, Новго-
родской и Псковской областях от 6 до 30%, местами до 50% террито-
рии. Большинство болот расположено на водоразделах и относится к
верховому типу.
Климат региона умеренно континентальный с чертами морского
влияния, более заметными в западных районах. Среднемноголетние го-
довые температуры воздуха на большей части территории 4—6°, вблизи
‘Онежского озера снижаются до 2°. Среднегодовое количество осадков
колеблется от 500 до 860 мм, причем большая их часть (до 70%) при-
водится на теплое время года. Высота снежного покрова изменяется
в пределах 20—70 см, увеличиваясь с запада на восток. Глубина сезон-
ного промерзания пород колеблется от 0,3 до 0,75 м, изредка возрастая
до 1—1,3 м.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
В структурно-тектоническом отношении рассматриваемая террито-
рия неоднородна. В ее пределах расположен ряд крупных платформен-
ных структур: южный склон Балтийского щита, Латвийская седловина,
Белорусско-Литовский массив и восточная (находящаяся в пределах
СССР) часть Балтийской синеклизы (см. рис. 2). Первые три из них
наиболее четко выражены в породах фундамента и сравнительно мало
-сказываются па строении осадочного чехла и в особенности его верх-
них структурных этажей, представляющих основной интерес для осуще-
-ствления инженерно-строительных мероприятий. Поэтому их объедине-
ние в один регион с позиций инженерной геологии представляется впол-
не оправданным. Балтийскую синеклизу, отличающуюся от всей осталь-
ной территории региона своей структурой и фациально-литологическим
-составом отложений, следовало бы выделить и рассмотреть как само-
стоятельный инженерно-геологический регион. И только небольшая ее
площадь и весьма слабая инженерно-геологическая изученность заста-
вили включить ее в Прибалтийский регион вместе с другими перечис-
ленными структурами.
Осадочный чехол Прибалтики образует (кроме Балтийской синекли-
зы) моноклиналь, полого (6—15°) падающую в южном направлении и
213
осложненную рядом пологих структур второго порядка. Длительными
денудационными процессами моноклиналь расчленена на ряд крупных
морфологических форм (Предглинтовая низменность, Ордовикское пла-
то, Девонская равнина), различающихся по возрастному и литологиче-
скому составу слагающих их пород. Именно эта особенность строения
во многом определяет региональные инженерно-геологические особен-
ности этой территории. Формирование осадочного чехла происходило в
течение ряда тектонических, седиментационных и геоморфологических
циклов и в его строении выделяется ряд структурных этажей: байкаль-
ский, каледонский, герцинский и киммерийско-альпийский (только в
пределах Балтийской синеклизы). С поверхности древний осадочный
Погруженный скюн Балтии- Л ашинская
ского щита	седловина
С
Белорусско-Литовский массив
Ю
Вых.ма
-всю-
>а П тявиняс Акинете
Вильнюс Лида
ХЮ-
О
-2001
а Таллии
100-1 * ®
3
ESi5 [ZS16
Рис. 40. Схематический геологический разрез Прибалтийского региона:
1—четвертичные отложения (Q). Формации: 2 — терригенная сероцветпая палео-
гена (₽); 3 — терригенная сероцветпая и мергельно-меловая раннего и позднего-
мела (Ki-г); 4—терригенная красноцветная поздпего девона (Ds); 5 — карбо-
натная среднего и позднего девона (02-s); 6 — терригенная красиоцветпая ран-
него девона (D|); 7—карбонатпо-терригенная ордовика-силура (О—S); 8—серо-
цветная терригенная позднего протерозоя и раннего кембрия (PRz-з—Ci); 9 —
интрузивные породы
чехол перекрыт толщей рыхлых плиоцсн-чствертичных отложений пест-
рого состава и генезиса, слагающих верхнеалышиский структурный
этаж (рис. 40).
Байкальский структурный этаж (верхний протерозой—нижиий кем-
брий) сложен песчано-глинистыми образованиями валдайской и бал-
тийской серий, накопившихся в условиях открытого, но мелководного
морского бассейна. Вся эта толща осадков объединена авторами в еди-
ную терригенную морскую формацию, хотя, вероятно, было
бы правильнее рассматривать эти серии осадков как самостоятельные
разновозрастные формации, поскольку они разделены длительным кон-
тинентальным перерывом. Это обстоятельство определило различную
длительность диагенеза осадков н наложило свой отпечаток и на физи-
ко-механические свойства пород, принимающих участие в их строении.
Из отложений, входящих в эту формацию, наибольший практический
интерес представляют ламинаритовыс глины верхнего протерозоя и си-
ние глины нижнего кембрия.
Ламинаритовые глины — тонкослоистые, реже массивные. Слоис-
тость глин неправильная, мелколинзовидная, встречаются прослойки и
линзы песков и слабых песчаников. Глины твердые, плотные, разраба-
тываются только ударными инструментами или взрывным способом.
Нередко разбиты трещинами отдельности и по третцинам водоносны.
В зоне аэрации глины растрескиваются. По внешнему виду и физико-
механическим свойствам они приближаются к полускальным породам.
214
Эти ламинаритовые глины широко распространены на всей территории
региона, но в зоне инженерного воздействия находятся только в преде-
лах Предглинтовой низменности, где залегают на глубине первых десят-
ков метров. На остальной площади глины уходят под покров более мо-
лодых пород на глубину сотен и тысяч метров. Мощность глин измспяет-
•ся от 20—45 м в Северной Эстонии до 170 м в Ленинградской обл. Синие
глины также в большинстве случаев обладают слоистостью, иногда ти-
.пичной ленточной, определяющейся чередованием глинистых и пылева-
тых прослоек мощностью от долей до 1 -2 мм, реже встречаются
глины с массивной однородной текстурой. Встречаются прослои и лин-
-зы песчаников. В верхних горизонтах присутствует гипс и пирит. В от-
личие от ламинаритовых синие глииы сохранили свою пластичность и
находятся в тугопластичной или полутвердой консистенции. В естест-
венных обнажениях, в вывстрелом и увлажненном состоянии вязкие и
липкие, при высыхании сильно растрескиваются. В пределах Предглин-
товой низменности синие глины залегают на глубине 20—30 м, обнажа-
ясь в основании Ордовикского глинта и в долинах прорезающих его
рек. На остальной территории они залегают на большой глубине и прак-
тического значения для строительства инженерных сооружений не име-
ют. Верхняя часть толщи синих глин несет на себе следы гляциодис-
локацнй (район Нарвской ГЭС, Ленинград). В таких местах глины пе-
ремяты, частично переотложены, местами в них содержатся линзы ва-
лунных суглинков или отдельные валуны. Мощность нарушенной зоны
достигает 20—25 м.
Йо гранулометрическому составу ламинаритовые и синие глины
весьма сходны. Содержание глинистой фракции в синих глинах обычно
колеблется от 30 до 60%, а пылеватой изменяется в пределах 40—64%;
среднее содержание глинистой фракции в ламинаритовых глинах 50%;
пылеватой 45, количество песчаных частиц редко превышает 8—10%.
Минеральный состав тонкодисперсной фракции ламинаритовых глин
-обычно чисто гидрослюдистый, иногда с примесью глауконита и каоли-
нита, синих глин - монтмориллонитово-гидрослюдистый. Обе разности
глин обладают низкой обменной способностью, не превышающей
15 мг-экв на 100 г породы. Из поглощенных катионов в их составе пре-
обладает кальций-ион.
Показатели физических свойств глин по данным ЛГИ, Лепгидро-
проекта, Эстпромпроекта и др. приведены в табл. 31. Полная влагоем-
кость глин имеет значения, равные или близкие к естественной влажно-
сти — 15—16%. Коэффициент водонасыщения, как правило, превышает
0,90—0,95. Значения максимальной молекулярной влагоемкости (13—
17% у сипих и 14—18% у ламинаритовых) свидетельствует о том, что
вся влага в глинах находится в физически связанном состоянии.
По данным лабораторных и полевых наблюдений глины размока-
ют медленно. Наиболее водоустойчивыми являются тонкослоистые раз-
ности, размокающие обычно в течение двух суток. Ламинаритовые гли-
ны являются умеренно набухающими — общее набухание не превышает
10—11%. Однако сила набухания при этом может достигать 5,2-105 Па.
У синих глип общее набухание значительно больше 27—31%. Влажность
набухания для всех проб оказалась близкой к влажности па пределе
пластичности. Как видно из данных, приведенных в табл. 32, модули де-
формации синих и в особенности ламинаритовых глин весьма высоки и
характеризуют обе разности глин как мало сжимаемые породы. Об этом
свидетельствуют также следующие цифры: у синих глип относительная
деформация при нагрузках до 5-105—8-105 Па не превышает 5—8%, а
.у ламинаритовых при нагрузках до 15-Ю6 Па нс более 4—5%. Предел
215
Таблица 31
Основные показатели физических свойств ламинарнтовых я синих глин
(данные ЛГИ, Ленгидропроекта, Эстпромпроекта и др.)
Пункт опро- бовання	Показатели пластичнос- ти, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент порнстостн	Естественная влажность, %
	предел	число плас- тичности	влажной по- роды	скелета грун- та		
		Ламииаритовые		глины		
	20	14	2,16	1,90	0,45	13,6
Ленинград	Гг<188)	V (188>	и-а <И4>	0^(541>	о^ 022)	-^(580)
Нева (Кри-	20	18	2.21 , .	1,93 _	0,42 „	16,0
вое коле-	— (6)		(6)	— (16)	тг(С)	— (6)	—~ (54)
но)						
			Синие глины			
	22	19	2,16	1.86	0,49 , л	16.0 „
р. Нарва	— (И5)		 (Н5)	(210)	— (210)	(210)		 (210>
						
	27	17	2,29	2,03	0,39	13,0
г. Ярвекюла	— (87)		 (87)	— (217)	— (217)	— (217)	— (217>
						
	26	17	2,26	1.99 л	0,38	14
г. Ору	— (82)		 (82)	— (82)	-3- (82)	77 (82)		 (82).
						
Примечание. См. в табл. 17.
Таблица 32
Показатели сжимаемости ламинарнтовых и синих глин
(данные ЛГИ)
Глины	Модуль общей дсформацнн, 10* Па	
	при испытании кубиков	при компрес- сионных испы- таниях
Ламииаритовые		6750 3910 <3‘5>	— (77) 6630 1 ’
Синие 		280 , 30	( 44>	920 ~юо"(19)
Примечание. См. в табл. 17.
пропорциональности у синих глин измеряется сотнями тысяч, а у лами-
наритовых — несколькими миллионами паскалей. Ламииаритовые гли-
ны характеризуются высоким временным сопротивлением сжатию
53-105 Па и разрыву 4,2-105 Па. Временное сопротивление сжатию и
разрыву синих глии значительно ниже соответственно 5-105—12-Ю5
и 0,3-105—3-105 Па.
По данным Ленинградского горного института сопротивление сдви-
гу синих глин при естественной влажности характеризуется следующи-
ми показателями: угол внутреннего трения от 15 до 22°; сцепление-
216
0,47-105—0,73-105 Па; по данным Ленгидэпа соответственно 22—24е и
0,38-105—0,5-105 Па (для условий консолидированного сдвига).
Все приведенные данные характеризуют обе разности глин как
вполне надежное основание инженерных сооружений. Пески н песчани-
ки, принимающие участие в строении байкальскою структурного этажа,
также имеют вполне благоприятную инженерно-геологическую харак-
теристику.
Каледонский структурный этаж (ордовик—силур) сложен преиму-
щественно карбонатными породами, образовавшимися в условиях нор-
мального морского бассейна, богатого органической жизнью. Только
низы ордовика представлены песчаниками и сланцем. Ордовикские отло-
жения широко распространены к югу от одноименного глинта и вскры-
ваются во врезах гидрографической сети, а к югу и юго-востоку погру-
жаются под толщу девонских отложений. Полная их мощность достигает
100—200 м, увеличиваясь у юго-восточной границы региона до 300 м.
Силурийские отложения развиты в западной части региона. Они выхо-
дят на поверхность в центральной части Эстонии и на некоторых остро-
вах, а к югу и юго-западу погружаются на глубину свыше 0,5 км. Мощ-
ность силурийских образований колеблется от 12 до 957 м.
Терригеино-карбонатная формация, объединяющая
отложения этого трансгрессивного цикла осадконакопления, представле-
на в основном известняками, часто глинистыми и доломитами. Сложе-
ние их изменяется от массивного до тонкоплитчатого, структура — от
скрыто- до крупнокристаллической, нередко встречаются также органо-
генно-обломочные разности.
Показатели физических свойств известняков и доломитов близки
между собой. Так, для Кингисеппского месторождения и Нарвский ГЭС
были получены следующие осредненные величины: объемная масса по-
роды 2,54—2,58 г/см2; пористость 8,6—9,8%; водопоглощение 2,67—
2,94%; временное сопротивление сжатию в воздушно-сухом состоянии
522-105—625-105 Па, в водонасыщенном состоянии 374-10s—510-105 Па.
В табл. 33 приведены данные по Елизаветинскому месторождению.
Практически на всех месторождениях можно встретить разности извест-
няков и доломитов, имеющие временное сопротивление сжатию менее
100-10* Па, неморозоустойчивые, с низкими значениями коэффициента
Таблица 33
Основные показатели физико-механических свойств карбонатных пород
Елизаветинского месторождения
Породы	Объемная масса, г/см*	Пористость, %	Водопогло- цевие, %	Временное сопротивление сжатию, 10* Па		
				воздушно- сухих	водоиасы- щенных	после 25-кратного заморажи- вания
Известняк доломи- тизироаанный Доломит	’2,26—2,45	14,3—20,2	4,00—6,90	330—910	270—750	180—540
	3 2,21—2,68	8 11,3—19,9	31 1,30—7,40	9 370—1430	9 190—1190	9 230—1110
	380	84	380	98	98	98
Примечание. В числителе даны предельные значения, в знаменателе — количест-
во определений.
217
размягчения. В целом же карбонатные породы характеризуются доста-
точно высокой прочностью. Коэффициент морозоустойчивости их после
25 циклов замораживания обычно превышает 0,7—0,8, а коэффициент
размягчения, как правило, больше 0,7. Они могут служить надежным
основанием для различных сооружений и использоваться в качестве
строительного материала, а иногда — как сырье для производства це-
мента. При детальных инженерно-геологических исследованиях карбо-
натных пород основное внимание необходимо обращать па изучение их
трещиноватости, степени нарушенности карстовыми процессами.
Водообильность пород формации довольно пестрая, что обусловлено»
литолого-фациальной изменчивостью пород, различной степенью их тре-
щиноватости и закарстопанности. Воды гидрокарбонатно-кальциевыс,
пресные. С погружением пластов в юго-восточном направлении минера-
лизация резко возрастает (до 3 г/л и более), воды обогащаются суль-
фатами и приобретают сульфатную агрессивность по отношению к бе-
тону.
Герцинский структурный этаж (девой) сложен разнообразными как
по генезису, так и по литологическому составу осадками. С известной
схематизацией их можно подразделить на три формации: нижнюю тер-
ригенную красноцветную, сформировавшуюся в раннем девоне, карбо-
натную - - низов и середины франского яруса и верхнюю терригенную-
красиоцветную — верхов франского и фаменского ярусов. В пределах
Балтийской синеклизы помимо перечисленных образований развиты мор-
ские терригенные, хемогенные и органогенные образования весьма пест-
рого литологического состава и невыдержанной мощности. Они форми-
руют здесь верхнюю половину герцинского структурного этажа, а так-
же и весь киммерийско-альпийский этаж. В связи с локальностью раз-
вития этих пород, залеганием их под мощным покровом четвертичных
отложений и слабой инженерно-геологической изученностью характе-
ристика их не приводится.
Терригенная красноцветиая формация раннего
девона представлена мощными толщами песков с линзами и прослоя-
ми глии, накапливавшихся на заболоченных равнинах в условиях суб-
аридиого климата. В низах разреза преобладают глины с прослоями
мергелей и доломитизироваиных известняков — свидетелей кратковре-
менной раниедевоиской трансгрессии. Суммарная мощность отложений
достигает 50—150 м. В регионе они пользуются локальным развитием
и известны в западных частях Литвы и Латвии.
Карбонатная формация девона представлена карбонат-
но-глинистыми и сульфатными породами франского яруса и пользуется
почти повсеместным распространением (за исключением самого севера
региона). Породы формации перекрыты чехлом четвертичных образова-
ний мощностью от нескольких метров до 200 м и обнажаются по доли-
нам рек. Мощность их достигает нескольких сотен метров. Наиболее
изучены в инженерно-геологическом отношении карбоиатно-глинистые
породы Северной Литвы, где широким развитием пользуются глинистые
доломиты, мергели, нередко гипсоносные и карстующиеся. Показатели
их физико-механических свойств приведены в табл. 34.
Наибольшей объемной массой и прочностью обладают чистые до-
ломиты ловатского и бурегского горизонтов, содержащие в своем со-
ставе 78—86% доломита, 5—8% кальцита. Более глинистые разности
даугавских и плявиньских доломитов (содержание глинистых минера-
лов примерно 10%) и мергели имеют меньшую объемную массу и со-
противление сжатию. Гипс в свежем состоянии достаточно плотный и
прочный. Однако в результате карстования гипсоносные породы обычно*
218
Таблица 34
Основные показатели физико-механических свойств пород карбонатной формация
Северной Литвы
Породы	Горизонт	Объемная масса, г/см’	Временное сопротив- ление, 10* Па		Модуль упругости.	Коэффи- циент WO- роэоустой- чивостя
			сжатию	растяже- нию		
Доломиты	Ловатский	2,56	1100	50	6,3	0.86
		20	6	5	5	5
Доломиты глинистые	Бурегский	2,57	970	76	7,1	0,78
		5	6	4	4	4
Доломиты глинистые	Даугавский	2,20	165	15	3,1	
		6	5	2	4	
Мергели доломитовые	То же	2,30	120		3,9	
		8	4	—	3	
Гипсы		2,30	170		2,0	
	>				— 		
		2	2		2	
Доломиты глинистые	Плявиньский	2,27	330		2,4	
		4	3		3	
						
Примечание. См. табл. 27.
резко снижают свою прочность и поэтому требуют тщательного изуче-
ния в каждом отдельном случае.
Водообнльность формации в целом невысокая и обусловлена закар-
стованностыо и трещиноватостью пород. Максимальная водообнльность
отмечается на участках развития гипсоносных пород (восходящие род-
ники с дебитами до 32 л/с). Воды пресные, преимущественно гидрокар-
бонатные, кальциево-магииевые, иногда с повышенным содержанием
сульфатов, агрессивные.
Терригенная красноцветная формация позднего
девона широко распространена в пределах всего Главного девонского
поля. Ее отложения залегают на небольшой глубине и часто использу-
ются в качестве оснований для крупных промышленных и энергетичес-
ких сооружений. Они образуют толщу мощностью от 200 до 600 м, со-
кращающуюся до 30—40 м в местах ее эрозионного размыва. Отложе-
ния представлены частым переслаиванием пестрых глин, мергелей и
песков непостоянной мощности.
Глинистые породы, преобладающие в составе формации, определя-
ют ее инженерно-геологическую оценку. Они в различной степени пес-
чанистые и известковистые. По внешнему виду, структуре и текстуре
весьма неоднородные. Структура глин преимущественно алевропелито-
вая, реже пелитовая, текстура — слоистая, реже массивная. В грануло-
метрическом составе глин преобладают пылеватые частицы (обычно
свыше 50%), содержание глинистых частиц изменяется от 10 до 40%,
песчаных — ие превышает нескольких процентов. По минеральному со-
ставу глины гидрослюдистые с примесью каолинита или бейделлита.
Это определяет их низкую обменную способность, не превышающую
12 мг-экв па 100 г породы. Из обменных катионов в составе поглощен-
ного комплекса преобладает магний.
219
Таблица 35'
Основные показатели физических свойств глин верхиедевонской терригенной
красноцветной формации (данные ЛГИ. Ленгидропроекта, ЛГУ и др.)
Пункт опробоваивя	Показатели пластич- ности, %				Объемная масса, г/см*				Коэффициент пористости		Естестяея- яая влаж- ность, %	
	нижний предел		число плас- тичности		влажной по- роды		скелета грун- та					
Долина р. Вытегры	18	(37)	13	(30)	2,21	(68)	1,96	(67)	0,43	(42)	13	(72)
	2,2		—		0,08		0,10		0,08		3,7	
Долина р. Свири	19	(63)	15	(63)	2,16		1,70		0,56		20	(116)
	2,5		4,3		0,03	(114)	0,16	(41)	0,12	(П7)	4,6	
Долина р. Меты	21	(50)	13	(50)	2,07	(152)	1,74	(149)	0,57	(79)	19	(150)
	3,0		3,3		0,08		0,11		0,10		4,6	
г. Старая Русса	29	(64)	24	(64)	2,02	(64)	1,62	(64)	0,68	(64)	25	(64)-
	3,4		3,2		0,04		0,07		0,06		3,2	
г. Выру	20	(171)	9		2,23		1,98	(222)	0,40	(222)	13	(222>
	3,4		—	(171)	0,05	(222)	0,06		0,06		1,8	
Рижская ГЭС	24	(33)	22	(33)	2,09		1,79		0,56	(22)	18	(33)
	—		—		—	(22)	—	(22)	—		—	
Примечание. См. табл. 17.
Глины хорошо уплотнены (табл. 35). Консистенция глин полутвер-
дая, коэффициент водонасыщения в большинстве случаев не превышает
0,8—1,0. Условное сопротивление глин сдвигу (по Ребиндеру) измеряет-
ся миллионами, а иногда десятками миллионов паскалей. При увлажне-
нии они набухают слабо, хотя структурная прочность глин при этом
уменьшается весьма существенно. При изучении верхнедевонских глин
на строительных объектах Старой Руссы компрессионный модуль де-
формации глин 200-1О5—700-10® Па; временное сопротивление сжатию*
(в среднем) 12,5* 105 Па. При испытании глин на сдвиг без предвари-
тельного уплотнения средний угол внутреннего трения достигает 13°, а
сцепление 0,97* 105 Па. Все эти данные указывают на то, что глины крас-
ноцветной формации позднего девона обладают вполне удовлетвори-
тельными свойствами и могут служить надежным основанием различ-
ных инженерных сооружений.
Водообилыюсть формации в целом слабая н в большой степени за-
висит от литологического состава пород. Обычно более обводнены низы
формации. Воды пресные, гидрокарбонатные, магниево-кальциевые с
минерализацией 0,2—1 г/л. В наиболее опушенной части Балтийской
синеклизы минерализация вод возрастает до 2,5 г/л и воды приобретают
сульфатную агрессивность по отношению к бетону.
Верхиеальпийский структурный этаж (плейстоцен-голоцен) сложен
рыхлыми породами, связанными в своем образовании главным образом
с деятельностью покровных ледников и их талых вод. Плейстоценовые
отложения залегают на размытой поверхности дочетвертичных пород.
Они включают ряд морен разного возраста (окскую, днепровскую, мос-
ковскую, калининскую и осташковскую), разделенных межморенными-
песчано-глинистыми образованиями изменчивого состава и мощности.
Суммарная мощность толщи нижне-, средне- и верхнеплейстоценовых от-
220
ложений изменяется от 2—10 м на отдельных участках Ордовикского*
плато и Предглинтовой низменности до 300 м и более в доледниковых
долинах и в районах развития краевых образований. С поверхности они
перекрыты комплексом послеледниковых образований разного генезиса
мощностью от долей метров до нескольких десятков метров.
Наиболее широко развиты, лучше изучены и наиболее важны в
инженерно-геологическом отношении днепровская, московская,
калининская и осташковская морены. Мощность отдельных
моренных горизонтов непостоянна и изменяется от 1—3 до 40—50 м,
достигая на участках развития конечно-моренных гряд 100—120 м. Мо-
рены представлены валунными суглинками, супесями, реже глинами с
прослоями и линзами ленточных глин, песков, гравия, гальки и валунов.
При общей неоднородности гранулометрического состава моренные
отложения характеризуются довольно постоянным распределением от-
дельных фракций. Так, во всех моренах независимо от их возраста за-
метно преобладают пылеватые частицы, содержание которых колеблет-
ся от 30 до 85%, содержание песчаных частиц — от 5 до 50, глинистых—
от 10 до 30, крупных включений — от 5 до 20%. По мнению К. И. Лу-
кашева и С. Д. Астаповой (1971), гранулометрический состав разновоз-
растных морен в одном районе более сходен, чем состав одновозрастной
морены в разных районах. Это указывает на то, что состав морен в весь-
ма малой степени зависит от их возраста.
Для морен типична беспорядочная, гнездовая, иногда оскольчатая
текстура, алевропелитовая или псаммопелитовая структура.
В минеральном составе грубодисперсной части преобладает кварц,
в подчиненном количестве содержатся полевые шпаты, роговая обманка
и рудные материалы. Состав тоикодисперсной фракции сравнительно
однородный — гидрослюдистый с небольшой примесью тонкодисперсно-
го кварца и каолинита. Моренные суглинки обладают низкой обменной
способностью (емкость поглощения не превышает 5—10 мг-экв на 100 г
породы); из поглощенных катионов преобладают кальций и магний.
Обычно моренные породы имеют твердую и полутвердую консистенцию,
реже встречаются тугопластичные и лишь в единичных случаях — мяг-
копластичные и текучепластичные разности.
Для всех моренных горизонтов характерна повышенная уплотнен-
ность (табл. 36), что вполне согласуется с условиями их образования и
гранулометрическим составом, близким к оптимальным смесям. А. А. Ка-
ган, М. А. Солодухин (1971) отмечают заметное уменьшение плотности
суглинков с ростом количества пылеватых частиц. Моренные отложе-
ния имеют умеренную естественную влажность (9,5—22%) и кроме фи-
зически связанной воды содержат также свободную воду. Из-за неод-
нородности и сильной пылеватости моренные отложения быстро размо-
кают (от нескольких минут до 2—5 сут). Величина набухания морен-
ных суглинков не превышает 8—12%. При промерзании они склонны
к пучению. Коэффициент пучения моренных суглинков района Нарвской
ГЭС, по даппым ЛИСИ, составляет 5—10%. В связи со значительной
уплотненностью водопроницаемость морены невелика. Коэффициент
фильтрации песков измеряется десятыми, супесей — сотыми, а суглин-
ков — тысячными долями метра в сутки. Средние значения компресси-
онного модуля общей деформации колеблются: у суглинков от 100-105
до 150- 10s Па, у супесей — от 150-10® до 250- 10s Па, у песков — от
170-105 до 350-105 Па. Значения модулей общей деформации, определен-
ные пробными нагрузками, превышают компрессионные в 1,5—2, а иног-
да в 3—4 раза. Большое влияние на сжимаемость моренных отложе-
ний оказывает их консистенция. Так, по данным пробных нагрузок (Ви-
221
Таблица 36
"Основные показатели физических свойств разновозрастных моренных суглинкоз и супесей
(по материалам ЛГИ, Ленгидропроекта, БелГИИЗа, Эстпромпроекта и др.)
Пункт опробова- нии	Породи	Показатели, пластичности, %		Объемная масса, г/см*		КоИИ ж- цисит по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
		няжинй предел	число пла- стичности	влажной породы	скелета грунта		
ЛитССР	Суглинки Супеси	10,6. V8” 12,0 T5<47>	Днепровская морена		е—	0,33 оЙ(86> 0.32 _ mZ(48)	10,7 Т5(30> 10,8 3,2 4/
			>>	2,25 0Л<1ЗД 2,23 о^(36)			
БОЗ»		11,0 л	6,0 4	2,14	1,96,	0,38 ч	8,9
г. Рога- чев	Супеси		—	iW(24)	одо<24)		Тз(24)
Московская морена
-Ленин- град	Суглинки	15,0 м<85)	7 Т5(85>	2,22 6Й(|ЭД	1,94 6Л?<,39>	0,41 ЙТ(,39>	15,0 Й*249’
ЛитССР	Суглинки	10,0 м(,67)	-7А167) 1,9	2,24 й?(|75)	—	0,35 oTS*16”	2,0
	Супеси	10,5 -Й'100’		2,23 оЙ*86’	—	0,33 оЙ*83’	10,6 —о*'02’
г. Гродно	Суглинки	12,6 ТЙ27’	>>	о->	^27) 0723* ’	0,43 оло*27’	11x2(27) 1,8'
	Супеси		5,6 "Й<Ю)		1,95 <Й(М)	0.38 оЙ80’	9.5 м*8”
Минск	Суглинки		8,5 ~2т	2,16 Й5(29)	1,94 _ од»*29’	0,39 мТ*29’	11,2 ч —5(29)
	Супеси		5,9 —в<140>	2,20 оТэ*140*	0,08'	’	0,36 ой'7»	ЮЛ, п То*401
Калининская морена
ЛитССР	Суглинки	—(121)	—(121)	2,19 —(130)	“••	0,39 —(130)	—^-(129)
	Супеси	^53) 1,8' '	-ЦбЗ) 0,8' '	2,18 —(66) 0,08' *	—	0,37 оЙ!'48*	
Полоцк	Суглинки		%*>	2,23 Й5<35>	2,01 смй(35)	0,34 оЙ7(35>	
	Супеси		5,4 Т5<171’	2,24 ой*171’	2,03 отг'171’	0,33 ой(,71)	
Новопо- лоцк	Суглинки		9,4 Й35»	2-^) 0,07' '	1,85 одТ(35)	0,45 ой?<35>	у£(35) 2,0
	Супеси		5,4 -Го*40’	2,22 оЙ40»	1,98 Йо<">	0,36 й/40»	11.2, М<40>
222
Продолжение табл. 36
Пункт опробова- ния	Порода	Показатели плас-  тачаости, %		Объемная масса, г/см*		Коэффн-	Естествен-
		НИЖНИЙ предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета грунта	цневт по- ристости	иая влаж- ность, %
			Осташковская морена				
Ленин- град	Суглинки	18,0 ^(2138)	З1(2138) О, о	2,08 м5(11м>	1,73 5Тз(,,42)	0,59 0J2*"42*	22,0 4, ।
	Супеси	14,0 —9(6,6)	4,0 Тв<6|6>	2,20, м5<37”	1,93 <мз(зб4>	0,40 o^363»	15,0 fo<636)
Новгород- ская я Псков- ская об- ласти	Суглинки Супеси	13 м(345) 12 ти(208)	9,0 Тл(345) 5,0 -Г9(208)	2,19 ^(345> ^(208) 0,09	1,93 (ПТ*345» ^(208) 0,09	’	0,38 о^<345> ^(208) 0,07	13,0 —з’345’ 12,0 Тб(20в>
Т. Тукумс, Добеле	Суглинки	—(36) 1,8	9 7 Т5(36)	2,13 о-^(,2)		0,43 м7(16)	1^(16) 2,9
	Супеси	1^(31) 1,6	-^(31) 1,о'	2,12 ' ' (МЙ*|4)		0,43, 0,07	
ЛатвССР	Суглинки	—(32) 2,6 '	9.9 —6р2>	2,06		0,50	 м5(32>	>>
ЛвтССР	Супеси	К3(1б) 1,4' 1	-Цк» 0,б' ’	2,09 м5"6’	—	—(16) 0,05 '	>>
Примечание. (		X табл. 17					
нокуров, 1968) среднее значение модуля общей деформации супесей
твердой консистенции достигло 450-105 Па, а пластичных — только
250 105 Па. Большой разброс индивидуальных значений модуля дефор-
мации (от 120-105 до 900’•] О5 Па) объясняется выветрелостью мо-
ренных отложений и разным содержанием крупных включений. Абля-
ционная морена характеризуется пониженными значениями модуля де-
формации — для супесей московской морены в районе Минска GO-105—
90-105 Па. При статическом зондировании пород твердой консистенции
удельное лобовое сопротивление в среднем 50-105—60-105 Па, с увели-
чением по отдельным прослоям до 200-105—300-105 Па; удельное трение
по боковой поверхности зонда в среднем 0,8-105—1 • 105 Па, у пород пла-
стичной консистенции соответственно 15-105—30-105 Па и 0,3-105—
0,4-105 Па. Значительная уплотненность морен обусловливает повышен-
ное, хотя и достаточно изменчивое сопротивление сдвигу. При исследо-
вании по схеме консолидированного сдвига средние значения показате-
лей сопротивления сдвигу для осташковской морены составили: у глин—
угол внутреннего трения 16—25°, сцепление 0,3-105—0,5-Ю5 Па; у су-
глинков соответственно 24—28° и 0,2-105—0,7-105 Па; у супесей соот-
ветственно 27—33° и 0,15-105—0,6-105 Па; у песков угол внутреннего
трения 33—37°, параметр линейности 0,12-105—0,15- 10s Па. Морены
другого возраста имеют сходные характеристики (табл. 37). Испытания
по методике ускоренного сдвига незначительно влияют на результаты
223
Таблица 37
Средине значения показателей сдвига днепровской, московской и калининской морей
при нагрузке 1; 2; 3-10* Па (по данным БелНИГРИ)
Пункт опро- бования	Породы	Условия опыта	Угол виутрен- ucro трепня, градус	Сцепление, 10* Па
Рогачев	супссь	Днепровская морена консолидированный сдвиг	(16)	— (16) 0,14
Гродно	супесь	Московская морена консолидированный сдвиг	“П (19) 4,4	0,36 (19) 0,14 '
Минск	супесь	то же	30 Vs(|40)	
Минск	суглинок	»	-у(5,)	
Полоцк	супесь	Калининская морена неконсолидированный сдвиг	30 	 (40) 4,2 ' '	0,35 oVo (4”
Полоцк	суглинок	то же	23 v(l7>	°-^ (И) 0,1 v ’
Примечание. См. табл. 17.
(Лободенко и др., 1971). Величина временного сопротивления сжатию
московской морены в районе Минска (одноосное сжатие на приборе
ИГП-10 по методике ВСЕГИНГЕО) изменяется, по данным В. Г. Ло-
боденко (1971) и Б. Н. Болотова (1971), от 0,27* 105 Па до 2,32-105 Па
(среднее 1,1- 10s Па), увеличиваясь у отдельных образцов твердой кон-
систенции до 3-106—5- 10s Па; при этом среднее значение угла внутрен-
него трения 38° оказалось выше, а величина сцепления 0,26-105 Па ни-
же, чем при испытаниях на приборах плоскостного сдвига.
Из всех приведенных данных видно, что все морены близки по сво-
им свойствам и могут служить вполне надежным основанием для раз-
личных инженерных сооружений. Главными осложняющими моментами
при строительстве на моренных отложениях являются неоднородность
их состава и строения, склонность к пучению при промерзании, при-
сутствие песчаных линз и прослоев, содержащих напорные воды. Воды
пресные, гидрокарбонатные кальциевые, как правило, неагрессивные.
Флювиогляциальные, межморениые и позднелед-
никовые отложения также широко распространены на террито-
рии Прибалтики.
Особый интерес для строительства сооружений представляют за-
легающие на поверхности позднемосковские и позднеосташковские вод-
но-ледниковые отложения. Они слагают зандры, флювиогляциальные
дельты, маргинальные и радиальные озы. Мощность флювиогляциаль-
ных отложений в пределах зандровых полей обычно колеблется от до-
224
лей метра до 15 -20 м, в озовых грядах 20—25 м, изредка более. Со-
став их весьма разнообразен (от гравийно-галечных до супесчано-су-
глинистых), но, как правило, преобладают пески. Для иих характерна
высокая и закономерная изменчивость состава как по простиранию, так
и в разрезе. Пески зандровых полей обычно средней крупности и мел-
кие, нередко пылеватые. В озах преобладают пески крупные и средней
крупности, в них часто отмечаются косая н диагональная слоистость.
Сложение песков в основном срсдпеплотное (табл. 38). Водопроницае-
мость песков в зависимости от гранулометрического состава изменяется
от первых метров до нескольких десятков метров в сутки. Сжимаемость
песков слабая, реже средняя. По данным штамповых испытаний в Лит-
ве, модуль общей деформации осташковских песков в большинстве слу-
чаев колеблется от 210- 10s—370- 10s Па, увеличиваясь у гравелистых
разностей до 500-10°—600-105 Па, реже до 1200-105—1300-10s Па. Мо-
дуль общей деформации московских песков в Белоруссии 140-105—
880-105 Па. По результатам испытаний на сдвиг (по стандартной ме-
тодике) угол внутреннего трения песков в большинстве случаев 32—38°,
а параметр линейности 0,10-105—0,20-10° Па. Единичные испытания
супесен по методике быстрого сдвига без предварительного уплотнения
дали следующие средние значения параметров прочности: угол внут-
реннего трения 21°, сцепление 0,35-10° Па.
Глинистые разности, залегающие в толще песков в виде линз и
прослоев, отличаются значительным содержанием пылеватой фракции
(в среднем 40—55%), что обусловливает склонность их к пучению при
промерзании. Они характеризуются средней уплотненностью, практи-
чески полным водопасыщением; консистенция супесей пластичная, су-
глинков — главным образом туго- или мягкопластичная. Сжимаемость
глинистых разностей средняя. Модуль общей деформации супесей по
данным компрессионных испытаний изменяется от 70-105 до 280-105 Па
(среднее 160-105 Па), а суглинков — от 60-105 до 160-105 Па (среднее
110-105 Па). Водообнльность отложений крайне неравномерна и опре-
деляется гранулометрическим составом водовмещающих пород и их
мощностью. Воды преимущественно гндрокарбонатные кальциевые с
минерализацией до 1 г/л, неагрессивные.
В целом флювиогляциальные отложения обладают вполне удовлет-
ворительными строительными свойствами и могут служить надежным
основанием для различных инженерных сооружений.
Отложения локальных и региональных приледпи-
ковых озер позднеледникового возраста залегают обычно
на осташковской морене и только местами перекрываются маломощным
чехлом голоценовых осадков. Значительное развитие имеют и межста-
диальные озерно-ледниковые образования. Мощность отложений регио-
нальных озер (первого и второго Балтийского озера) достигает 20—25 м,
локальных — 10 -16 м. Максимальная мощность межстадиальных озер-
но-ледниковых образований иногда превышает 40—50 м (Парголово,
Юкки).
В составе отложений преобладают суглинки и глины, значительно
реже встречаются супеси и пески. Характерной особенностью отложе-
ний является их ленточная текстура, обусловленная чередованием гли-
нистых слойков с тонкопесчаными и пылеватыми. Ленточная слоистость
нарушается в верхних частях разреза, в зоне аэрации, и в нижних, где
отложения переходят в неяснослоистые. Структура глинистых лент пе-
литовая или алевропелитовая, пылеватых и песчаных — алевритовая
или псаммитовая. Гранулометрический состав отложений весьма неод-
нороден, преобладают пылеватые и сильно пылеватые породы (содержа-
225
Таблица 38
Основные показателя физических свойств флювиогляциальных песков разного возраста
Пункт опробования	Породы	Объемная > влажной по- роды	«асса, г/см* скелета грун- та	Коэффициент пористости	Естественная влажность, %.
Московский горизонт
г. Лида	песок тонкий	1,76 0,09	(13)	1,67 0,07	(13)	0,59	5,2	(13)
Там же	песок мелкий	1,68 0,10	(15)	1,61 0,06	(15)	0,64 , W (1б>	4,6	(15)
»	песок средней крупности	1,72 0,08	(П9)	1,65 0,08	(Н9)	0,61 oTS	4,2	(119)
г. Борисов	песок пылева- тый	1,76 0,15	(Н)	1,61 0,13	(14)	0,66	9,9	(И)
Там же	песок мелкий	1,64 0,06	(120)	1,56 0,06	(120)	0,70 WB(120>	5,2	(120>
Бобруйск	песок пылева- тый	1,88 0,15	(20)	1,75 0,09	(20)	0,51 оде <“>	9,6	(20)
Там же	песок мелкий	1,81 0,1	(Ю1)	1,69 0,08	(101)	<»>	6,5	(Ю1>
>	песок средней крупности	1,81 0,09	(93)	1,69 0,07	(93)	%™	5,9	(93)
Осташковский горизонт
Новгородская и Псковская обла- сти	пески пылева- тые	$ <“>		1-54 . .		0,73 мё <14)		Т5 (Н> о,о	
Латгальская возвы- шенность (ЛатаССР) Лиговская ССР	пески гравелис- тые пески пылева- тые	2,00 0,10 1,70 0,06	(8) (217)	1,86 0,10	(8)	0,42 0,05 0,69 4	(8) (32)	8 3,5	(8>
Там же	пески мелкие	1,66	(455)	—		0,71	(44)	—	
»	пески средней крупности	1,69 0,04	(33)			0,66 0,04	(33)	—	
>	пески крупные	1,80 0,04	(93)	—		0,58 0,04	(15)	—	
>	пески гравелис- тые	1,92 0,07	(96)	—		0,45 0,05	(9)	—	
I
Примечание. См. табл. 17.
ние пыли до 70—90%), что совместно с текстурными особенностями по-
род предопределяет их склонность к пучению при промерзании; В ми-
неральном составе грубодиспсрспой фракции доминирует кварц, а тон-
кодисперсной — гидрослюды. В' районах развития карбонатных' дочет-
вертичных пород в ленточных тлинах- отмечается до 30% "карбонатов^
226’
(Пиррус, 1968). Емкость поглощения ил редко превышает 10—30 мг-экв
на 100 г породы; в составе обменных катионов преобладают кальций и
магний. Породы слаболитифицйрованы. На упрочение пород в верхней
зоне заметно влияют процессы выветривания. Песчаные разности обла-
дают, как правило, среднеплотным сложением. В целом толща озерно-
ледниковых отложений характеризуется высокой неоднородностью но
плотности (табл. 39). При нарушении естественного сложения ленточ-
ные образования часто переходят в текучее или мягкопластичное со-
стояние.
Ленточные отложения быстро размокают, в откосах при увлажне-
нии образуют оползни, сплывы, потоки. Коэффициент фильтрации их
вдоль слоев в сотни — тысячи раз больше, чем поперек слоистости. Ве-
личина набухания ленточных образований в связи с гидрослюдистым
составом невелика 4—11% (Кагиер, 1963).
Озерно-ледниковые суглинки и глины обладают повышенной и весь-
ма неоднородной сжимаемостью. Эффективная нагрузка редко достига-
ет 0,4 • 105—0,6-105 Па. Для тех же нагрузок модуль общей деформации
ленточных суглинков и глин района Ленинграда не превышает
50-105—100-105 Па, Псковской и Новгородской областей — обычно
70-105—110105 Па. Наибольшими значениями этого параметра отлича-
ются ленточные глины и суглинки Литвы, наименьшими — высоковлаж-
ные глины Эстонии. Супеси и пески обладают в основном средней сжи-
маемостью: модуль общей деформации супсссй района Ленинграда в
среднем 100-105—225-10® Па, Литвы — 190-105 Па. При нарушении ес-
тественного сложения сжимаемость ленточных отложений увеличивается
в 2—3 раза. Ленточные отложения даже после предварительного уплот-
нения имеют невысокое сопротивление сдвигу (табл. 40).
Близкие средние значения получены для ленточных глин Белорус-
сии при испытаниях по схеме консолидированного сдвига: угол внут-
реннего трения 17°, сцепление 0,6-10® Па; при испытаниях по схеме не-
консолидированного сдвига соответственно 12° и 0,5-Ю5 Па. Для лен-
точных глин Псковской и Новгородской областей при испытании по
методике ускоренного сдвига характерны следующие значения: угол
внутреннего трения 10—11®, сцепление 0,2- 10s—0,3-10® Па. При нару-
шении естественного сложения ленточных глин сопротивление их сдви-
гу резко снижается. Структурная прочность имеет обратимый (тиксо-
тропный) характер. Влияние текстурных особенностей ленточных отло-
жений проявляется в некотором увеличении (до 20%) сопротивления
сдвигу поперек слоистости по сравнению с таковым по слоистости.
Водообильность озерно-ледниковых отложений незначительная, что
связано со слабой проницаемостью и водоотдачей вмещающих пород, и
резко изменяется по площади. Воды в основном гидрокарбонатные каль-
циево-магниевые с минерализацией до 0,8 г/л.
В заключение следует отметить, что песчано-супесчаные разности,
а также ленточные суглинки и глины межстадиальных и частично позд-
неледниковых локальных озер (Псковская и Новгородская области, Лит-
ва) могут служить удовлетворительным основанием для большинства
гражданских сооружений. Ленточные глины и суглинки региональных
приледннковых озер являются породами более слабыми со строительной
точки зрения. При проектировании оснований и возведении на них со-
оружений с ленточными фундаментами необходимо ограничивать удель-
ные нагрузки в пределах 1 -10®—1,5 • 105 Па и особое внимание обращать
на сохранение природного сложения, не допуская искусственного увлаж-
нения, промерзания, динамических воздействий и др. При строительст-
ве на ленточных глинах небольшой мощности целесообразно использо-
227
Таблица 39 Основные показатели физических свойств озерно-ледниковых отложений (по А. А. Вило, Л. К. Морозовой, И. Г. Лукинской)							
ТТужт опро- бования	Породы	Показатели пластич- ности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
		ннжвиК "редел	число плас- тичности	влажной породы	скелета		
		Межстаднальпые отложения					
Ленинград	супеси	^(ЗОО)	4 —(300)	2,19 о7г7,2М)	1,73 о7<223>	0,58 5Тз(223)	^(356) э, о
Там же	суглинки пески	22 Т,<’7>	т<”>	1,96 0—з(53)	1,59 о^451	0,76 0~3(53)	27 -П(,оз>
>	мелкие и пылева- тые	—	—	1,88 Й5<24>	1.66, , 5Т.(,9>	77(19)	т(60)
	Позднеледниковые отложения			локальных	приледннковых озер		
Новгород- ская обл.	глины	з!(141) «5 9л>	22 О		1,46 о7б"41)	0,88- ОТТ/141»	31 -(!4!) 4
Там же	суглинки	23 м<92)	т(92)	о>>	1,56 ^(92)	°-^(92) 0,08'	27 4(92) О
Юго-восток Эстонской ССР	суглинки ленточные	з^<550)	7(500)	1,99 о^(247)	1,58 ~ 5Л1<247»	0,72 oj7(245)	23 Т(33|)
Вцдземская возвышен- ность	пески мелкие	—	—	1,73 5То<16>	1,60 ойо(16)	0,66 олБ(20>	см сч со| <о
Восточно- Латгальская низменность	пески • пылева- тые	—	—	1.74	, оЛБ<«>	1.53 0—0<44)	0,72 <По<44’	>>
Литовская ССР	суглинки сильно пылева-	Л(46) 4,5	т(2в>	2,09 6js(39)	—	0,66 7s'3’»	21 — (46)
	тыс						
Там же	глины ленточ- ные	23 —(558)	22 -_(558)	1,96 _ М^<328)	—'	0,81 ол5(ЗО4>	30 у(375)
Северо-восток БССР	глины ленточ- ные	26 Г8<92*	22 _ —(92) 4	1,95 о~^(1О7)		0,83 ST/109»	зо , —(109)
	Позднелед!	тиковые от	ложения [	>егиональных	*прнледнико1	вых озер	
Ленинград	суглинки	122 —(3258) О	Т-(Э258)	1,89 т^(1809) 0,08'		0,95 ойз*1795’	34 у(3675)
Там же	суглинки неясно- слоистые	20 v(593> О	7-1693) 4	1,89 7о,148)		°-4?<з«) 0,19'	27 у(675)
>	супеси неясно- слоистые	т<44)	5 v<44)	2,02,	>>	0,65 ойз(24)	23 Y(50)
Запад Эстон- ской ССР	глины ленточные	77(60)	28 —(60)	7^(44)	—	77(34)	77(45)
Приме	ч а н и е. С	табл. 1	7.				
228
Таблица 40
Показатели сопротивления сдвигу ленточных отложений
(по схеме консолидированного сдвига)
Пункт опробования	Породы	Угол внутрен- него трения, [градус	Сцепление, 10» Па
Ленинград	супеси 		33 -^(28)	0,14 ojl<28>
	суглинки 		-у(206)	0,20 o37(2“>
	глины		-^-(Ю8)	^(108) 0,16
Юго-восток Эстон- ской ССР	глины ленточные		26 	(70) 4,7' '	““(70) 0,08' ’
Литовская ССР	суглинки сильно пылеватые		23 —(9)	1^(9)
	глины ленточные		20 —(73)	^(73)
Примечание. См. табл. 17.
вать основания из свай-стоек, опирающихся на морену или дочетвер-
тичные скальные породы.
Морские послеледниковые отложения включают об-
разования второй иольдиевой, анциловой, литориновой, лимниевой и
мидиевой стадий Балтийского моря, а также подстилающие их более
древпие отложения первого иольдиевого моря. Последние выполняют
предголоценовую впадину Балтийского моря и отличаются от осадков
других стадий преобладанием в разрезе пылеватых супесей (фракции
пыли более 50%). Они образуют толщу мощностью от 1 до 16 м и обыч-
но перекрыты более молодыми образованиями. Отложения второго
иольдиевого моря прослеживаются по берегам Балтики на отметках от
—7 до +50 м и лежат на поверхности или залегают на глубине до 4 м.
Мощность их редко превышает 3—5 м. Представлены иольдйевые отло-
жения суглинками, реже глинами с прослоями песка и иногда торфа
в основании. Гранулометрический состав образований изменяется в ши-
роких пределах: содержание глинистой фракции 10—50%, пылеватой
40—75%, песчаной 0—40%.
Отложения анцилового озера залегают на размытой поверхности
осадков предшествующих бассейнов, причленяясь к их погребенным ус-
тупам на абсолютных высотах от 2 до +45 м. Мощность отложений
редко превышает 2—3 м. Почти повсеместно они вскрываются на глу-
бине 1—3 м и обычно представлены мелкими и пылеватыми песками, в
основании — крупными, реже встречаются супеси и суглинки с расти-
тельными остатками (от 1/2 до 26%). В толще прослеживается погребен-
ный намывной торфяник мощностью 30—50 см.
Отложения литоринового моря в различных частях побережья сла-
гают самую низкую аккумулятивно-абразионную террасу с абсолютны-
ми высотами 5—27 м. Максимальная мощность 12—15 м. Представлены
229
они песками, супесями, суглинками и глинами. Все породы гумусирова-
ны (потери при прокаливании колеблются от 3 до 60%), содержат круп-
ные растительные остатки и включения вивианита. В этой толще про-
слеживается выдержанный горизонт погребенного торфяника мощно-
стью до 1 м В прибрежной полосе литоринового моря встречаются гра-
вийно-галечные образования с неправильной и диагональной слоисто-
стью. По гранулометрическому составу литориновые отложения пред-
ставлены алевритами. Частиц размером 0,05—0,005 мм содержится до
30 50%. Состав топкодисперсной части гидрослюдистый с примесью
органических веществ.
Самые молодые отложения лимпиевой и мидиевой стадий просле-
живаются в береговых валах по побережью Эстонии и Финского зали-
ва. Они представлены средней крупностью и крупными песками с под-
чиненными прослоями супесей, суглинков и глин. Мощность их 1—3 м.
Показатели физических свойств рассмотренных выше отложений
(табл. 41) говорят о значительной неоднородности пород. Глинистые
разности слабо или весьма слабо уплотнены. Консистенция их скрыто-
текучая; при нарушении структуры они переходят в текучее или текуче-
пластичное состояние. Для песков характерно среднеплотнос сложение.
Глинистые породы полностью водопасыщены, а песчаные — водоносны.
В связи со значительной пылеватостью почти все рассматриваемые по-
роды склонны к пучению при промерзании. Наиболее неблагоприятны-
ми строительными свойствами обладают литориновые супеси, суглинки
и глины. При нагрузках до МО5 Па коэффициент сжимаемости их со-
ставляет десятые доли или единицы 10“® Па~’. О сильной и весьма
сильной сжимаемости свидетельствуют и значения модуля общей дефор-
мации по данным компрессионных испытаний при тех же нагрузках
(табл. 42). По результатам единичных определений сжимаемости опыт-
ными нагрузками на штампы значения модуля общей деформации не-
сколько более высоки, но так же весьма изменчивы. Деформационные
свойства пород в большой степени зависят от содержания растительных
остатков. Так, у песков и супесей с незначительным содержанием орга-
ники (потери при прокаливании до 3%) модуль общей деформации до-
стигает 90-Ю5 Па; у песков и супесей с потерей при прокаливании 3—
10% — 40-105—60-105 Па и у заторфованных разностей (потери при
прокаливании более 10%) — 5-Ю5—10-105 Па. Породы характеризу-
ются невысоким сопротивлением сдвигу (см. табл. 39).
Водообнльность комплекса изменяется в широких пределах в зави-
симости от литологического состава и мощности пород. Воды гидрокар-
бонатные кальциевые с минерализацией 0,1—0,8 г/л. На участках под-
питывания из водоносных горизонтов коренных пород минерализация
повышается до 1,5 г/л.
Со строительной точки зрения отложения комплекса относятся к
категории слабых, условия возведения сооружений на них строительны-
ми нормами не регламентируются. Исключение составляют лишь нс со-
держащие органических остатков песчаные разности, которые могут слу-
жить удовлетворительным основанием для различных сооружений.
Аллювиальные верхнеплейстоценовые и голоце-
новые отложения приурочены к долинам рек и включают отло-
жения их надпойменных террас и поймы. Они представлены русловыми,
пойменными и старичными фациями. В составе руслового аллювия мощ-
ностью от 0,5 до 20 м преобладают грубообломочные разности. Поймен-
ный аллювий характеризуется развитием песков, супесей, суглинков и
глин с небольшим количеством грубообломочного материала. В разре-
зе старичного аллювия встречаются линзы хемогенных осадков, органо-
230
Таблица 41
Основные показатели физических свойств
(по материалам, В. Д. Ломгадзе, А. И. Гудаса и др.)
Стадии разви- тия Балтий- ского моря	Породы	Показатели пластич- ности, %		Объемная масса, г/см*	Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
		яяжняй предел	часло пла- стичности	влажной I скелета породы I грунта		
Приневская низменность
иольдиевое море	супеся	^f(284)	тг(284)	2.04, о-^(229>		0,60 043(218)	22 —(408) 4
	суглинки	Ь(2,<”		1.93 ^Го(117)		0,87	32 „ —(235)
81 иольдиевое море	суглинки		-2>>	1,95 ЙТ,22>		0,81 оТП<21>	-у(з«)
Анциловое море	супеси	>>	-2>>			0,63 . 5То<17'	^-(31)
	суглинки	№	-^-(38) 4,(Г ’		ЫЬ.в> 0,30' '	0,85 5Л5"6>	-“-(SO)
Лигориновое море	супеси	23 т?(2,5>	6 м,2|5)	1,88 о^305’	%™	’-^(294) 0,381	*	47 -Г-(529) &
	суглинки	23 —4<166>	Тз(166)	1,83		105 „ % оЗ?<89)	1г<2|5>
	пески мелкие и пылеватые	—	—	1,97 о7о(2,3)	5>>	0,65 Й5<2|’>	26 ^-(246) 3
Север Эстонской ССР
Современный бассейн	супеси	^3(220)	3,8 —Н220)	77(243)	77(243)	0.72 77(243)	27,9 --5(243)
	суглинки	Т7<73)	7^(73)	77(84)	77(84)	1,09 77(84)	42,2 77(84)
	глины	77<180)	^(180)	77(205)	4^(205)	1,66 77(205)	62,3, 77(205)
	Заш	1дное побережье Рижского залива					
-Литорийское море	пески мелкие	—	—			0,70 5^(24)	
Литовская ССР
Современный бассейн	пески сред- ней круп- ности	—	—	1,72 iis(10)	—	0.70 ,л I |	—
		Калининградский		залвв			
	илы сугли- нистые	62 77(32)	77(32)	1,20 77(32)	0.52, 77(32)	3,32 77(32)	77,6 77(32)
Примечание. См. табл. 17.
231
Таблица 42
Основные показатели механических свойств морских послеледниковых отложений
(но материалам В. Д- Ломгадзе, Р. Арбейтера и др.)
Стадия развитая Балтийского моря	Породы	Модуль общей деформации, 10» Па	Угол внутрен- него трения, градус	Сцепление. 10» Па
Приневская низменность
I иольдиевое море	супеси 		^(36) 77 ' '	32 Т<Г(31)	0,23 *	/QI к
				
Литориновое море	супеси 		-£-(П) «Л	28	0,19 <п>
	суглинки		so эг<“>	27 4.0 <‘5)	0,09 <15>
Север Эстонской ССР
		60	34	0,07
Современный бассейн	супеси 			(172)		(180)	—^—(180)
				
		15	22 —	0,08
	суглинки 			(77)		(77)	(77)
				
		9	„	16	0,07 , „
	глины .........		(199)	— (178)	(178>
		——		
Примечание. См. табл. 17.
минеральных илов. Суммарная мощность отложений колеблется от 5-
до 60 м в долинах крупных рек.
Преобладают пески среднеплотпого сложения, реже отмечаются
рыхлые. Причем большую плотность н однородность в этом отношении
обнаруживают верхнеплейстоценовые пески. Так, по данным определе*
ний в Литве, коэффициент относительной плотности голоценовых аллю-
виальных песков в зависимости от их состава изменяется от 0,25—0,27
(мелкие и пылеватые) до 0,34—0,43 (средней крупности и крупные), а
у верхнеплейстоценовых песков обычно 0,49—0,55. Сжимаемость аллю-
виальных песков слабая или средняя. Модуль общей деформации (по
данным компрессионных испытаний) пылеватых песков колеблется от
90*105 до 370-105 Па, мелких — от 90-Ю6 до 260*105 Па. Штамповые
испытания дают более высокие значения: для пылеватых песков
140*105—670*105 Па, для мелких — 270- 10s—710-10® Па, для песков
средней крупности — 330-105—510-105 Па, для гравелистых — 310- 10s—
1730* 10s Па. По данным лабораторных исследований на сдвиг по стан-
дартной методике угол внутреннего трения у всех песчаных разностей
достаточно высок — 30—40°; параметр линейности 0,1*105—0,2 *105 Па.
Песчаные аллювиальные отложения обладают вполне удовлетво-
рительными прочностными и деформационными свойствами и могут слу-
жить хорошим естественным основанием для большинства промышлен-
ных и гражданских сооружений. Коэффициент фильтрации аллювиаль-
ных песков изменяется от 0,1 до 20 м/сут, что обусловлено невыдержан-
ностью их гранулометрического состава и различным содержанием гли-
нистых частиц. В связи с этим водообнльность песков крайне неравно-
мерна. Воды пресные, гидрокарбонатные. В местах подпитывания мор-
скими водами минерализация превышает 1 г/л.
232
Аллювиальные глинистые отложения часто содержат органические
остатки (потери при прокаливании до 30%), обладают повышенной
влажностью до 120%. Консистенция их от мягкопластичной до текучей,
реже тугопластичная. Значения модуля общей деформации (по компрес-
сионным испытаниям) невысоки даже у разностей с низким содержани-
ем органики: у глин 30- 10s—100-10** Па, у суглинков 50-105—110-105 Па;
угол внутреннего треиия (по нестандартной методике) 15—20°, сцепление
изменяется от 0,17-105—0,2-105 Па у супесей до 0,25-105—0,47* 105 Па
у глин. При значительной примеси органики 10—30% угол внутреннего
трения снижается до 3—5°, сцепление же остается в пределах 0,15-105—
0,25-105 Па.
Использование аллювиальных глинистых разностей в качестве ес-
тественного основания, как правило, требует применения специальных
типов фундаментов или осуществления мелиоративных мероприятий.
Кроме рассмотренных отложений в регионе известны покровные,
эоловые, торфяно-болотные, озерные, озерно-болотные и озерно-аллюви-
альные отложения. Они развиты на локальных участках, имеют неболь-
шую мощность, в связи с чем не имеют большого значения для регио-
нальной инженерно-геологической оценки территории.
Гидрогеологические условия
С ииженерпо-геологических позиций интерес представляют только
подземные воды зоны свободного водообмена мощностью 30—50 м. Во-
дообильность ее изменяется в широких пределах и обусловлена литоло-
гией, трещиноватостью и кавернозностью водовмещающих палеозой-
ских пород.
В четвертичных отложениях поровые грунтовые воды приурочены к
пескам, гравийно-галечным образованиям и песчано-супесчаным про-
слоям и линзам в толще относительно водоупорных ленточных и валун-
ных глин и суглинков. Глубина залегания грунтовых вод зависит от
рельефа территории. На всхолмленных моренных равнинах она варьи-
рует от 5 до 40 м, уменьшаясь в пределах низменностей и в долинах
рек до 1—3 м. Наиболее резкие сезонные колебания уровней грунтовых
вод наблюдаются на участках с приречным типом режима. Водообиль-
ность четвертичных отложений тесно связана с литологическим соста-
вом водовмещающих пород. Воды в большинстве случаев слабоминера-
лизованиые (до 1 г/л), в местах загрязнения опи агрессивны. Агрессив-
ность в основном углекислотная или общекислотная, реже сульфатная
или выщелачивающая. Загрязнение и агрессивность грунтовых вол уве-
личивается на территориях крупных городов — Ленинграда, Риги, Тал-
лина.
Современные геологические процессы и явления
На территории региона развиты разнообразные по генезису и ди-
намике геологические процессы и явления. Существенную роль в оценке
инженерно-геологических условий территории играют карст, оползни,
заболачивание.
Карстовые процессы развиты в породах от нижнего ордовика до
верхней перми и локализуются в трех основных районах: на Ордовик-
ском карбонатном плато, в пределах распространения карбонатно-гип-
совых отложений девона (Прибалтика, Псковская и Новгородская об-
233
ласти), в полосе развития карбонатных пород перми и триаса (Курзем-
ская и Жемайтская возвышенности). Выделяются три основных цикла
карстообразования — додевонский, доледниковый и послеледниковый,
прослеживаются соответственно три гипсометрических этажа закарсго-
ванности (Паукер, 1967). Степень глубинной и поверхностной закарсто-
ванностн пород весьма различна и определяется строением рельефа,
литологическим составом пород, мощностью покровных отложений. От-
носительно слабо закарстованы глинистые разности карбонатных пород,
более сильно — чистые карбонатные породы и наиболее интенсивно —
гипсово-доломитовые отложения. Однако на участке с помощью водоне-
проницаемого чехла более G—8 м поверхностные формы карста практи-
чески не развиваются. Общая объемная закарстованность пород регио-
на невысока: для пород ордовика — 3%, из них 1,2% приходится на
открытые полости (Гатальский, 1957). К наиболее закарстованным уча-
сткам относятся склоны современных и древиих речных долин. Карсто-
вые формы отличаются большим разнообразием и подразделяются на
коррозионные и коррозионно-эрозионпо-суффозионные формы. Наличие
сильно закарстованных пород создает значительные трудности при.про-
ходке подземных и открытых горных выработок из-за повышенных во-
допритоков и неустойчивости пород в закарстованных зонах. Наличие
древних и современных карстовых воронок и полостей создает ухрозу
устойчивости поверхностных сооружений, дорог, линий электропередач
и др. Так, в Северной Литве выделяются участки общей площадью око-
,ло 130 км2, где плотность карстовых форм колеблется от 14 до 64 на
1 км2. Ожидаемое количество провалов здесь 0,1—0,38 в год на 1 км2
(Игнатавичюс, 1970). Сильно закарстованные участки (до 10 карсто-
вых форм на 1 км2) отмечаются на территории Латвии н Псковской
обл.
Оползневые явления прослеживаются на склонах долин крупнейших
рек рехиона, расчлененных эрозией склонах возвышенностей, в откосах
карьеров и строительных котлованов, на берегах водохранилищ (Пля-
винское, Каунасское). Основными факторами, определяющими интен-
сивность развития оползней, являются ручная и овражная эрозия, под-
резка склонов в ходе разнообразных строительных работ, реже абра-
зия, гидродинамическое давление, суффозия. Оползневым процессам
подвержены в основном моренные, озерно-ледниковые и современные
морские и озерные отложения. По морфологии это чаще всего типич-
ные структурные оползни или пластические оползни типа оплывов. Иног-
да на крутых склонах (более 10—15°) в долинах рек и на берегах водо-
хранилищ развиваются оползни-обвалы (Неман, Даугава, Каунасское
водохранилище). Для первого типа оползней положение плоскости
скольжения фиксируется на глубине до 5—6 м, для сплывов — па глуби-
не 1—2 м. Преобладают небольшие и средние по объему смещения зем-
ляных масс.
Заболоченные площади и болота занимают значительную террито-
рию в Прибалтике (5—10%), Ленинградской, Псковской и Новгород-
ской областях (6—30%). Они сосредоточены в основном в пределах
озерно-ледниковых равнин, но встречаются также в бессточных котло-
винах и впадинах моренного рельефа, в поймах рек н на низких морских
и озерных террасах. Мощность торфяников изменяется от 0,2 до 15 м
(преобладает 1—3 м). В регионе распространены болота верхового, ни-
зинного и переходного типа. В целом по региону 50—70% сельскохозяй-
ственных угодий являются избыточно увлажненными. По в результате
мелиоративных работ значительная часть болот в настоящее время осу-
шена.
£34
ГЛАВА 12
ДОНБАСС
В геоморфологическом отношении регион представляет собой вол-
нистую денудационную равнину с абсолютными отметками от 200 до
367 м, расчлененную густой овражно-балочной сетью.
Гидрографическая сеть Донбасса представлена небольшими река-
ми, принадлежащими бассейнам Днепра и Дона, несколько рек па юге
региона впадает непосредственно в Азовское море. Питание рек осуще-
ствляется преимущественно за счет талых вод. Летом реки мелеют, мно-
гие из них пересыхают.
Климат региона умеренно континентальный, с возрастанием конти-
нентальности на восток. Среднегодовые температуры воздуха увеличи-
ваются в этом направлении с 7 до 9°, среднегодовое количество осадков
убывает с 550 до 350 мм. Восточная и южная части региона подверже-
«ы частым засухам.
Донбасс расположен в пределах степной зоны. В речных долинах
и балках сохранились участки пойменных лугов и отдельные лесные
массивы. В почвенном покрове преобладают черноземы.
Геологическое строение, инженерно-геологическая
характеристика пород
Регион представляет собой сложную складчатую герцннскую струк-
туру, вытянутую в субширотном направлении, и включает в себя кроме
собственно Донбасса обширную переходную зону, связывающую его с
Дненровско-Допецкой впадиной. Эта зона охватывает Бахмутскую и
Кальмиус-Торецкую котловины и область развития солянокупольных
структур.
В геологическом строении региона принимают участие породы ши-
рокого возрастного диапазона — от докембрийских до современных
(рис. 41). Практический интерес в инженерно-геологическом отношении
представляет верхняя часть разреза, начиная с каменноугольных отло-
жений, которая и рассмотрена в этой главе.
Герцинский структурный этаж сложен мощной толщей верхнепалео-
зойских отложений, которые можно разделить па ряд формаций: карбо-
натную, угленосную, терригенпо-красноцветную, галогепно-карбонатную
и пестроцветную.
Карбонатная формация турне и раннего визе пред-
ставлена 300—600-метровой толщей пород, сформировавшихся в относи-
тельно глубоководном морском бассейне и представленных преимуще-
ственно доломитизированными известняками с подчиненными пачками
доломитов и глин в низах разреза. В результате герцинского орогене-
за породы дислоцированы и местами выведены на дневную поверхность.
В невыветрелом состоянии известняки характеризуются высокой плот-
ностью 2,68—2,86 г/см3, объемной массой 2,59—2,77 г/см3 и незначи-
тельной пористостью до 5%. Временное сопротивление сжатию невывет-
релых известняков 629-105—2097* 105 Па (в среднем 1200-105 Па). В зо-
не выветривания механическая прочность известняков и доломитов сни-
жается до 150’10®—340-105 Па; пористость возрастает до 13—15%, а в
отдельных случаях и до 30%. Породы разбиты трещинами различных
направлений. Доломитизированные известняки и доломиты имеют ка-
235
вернозную структуру. Коэффициент линейной закарстованности изме-
няется от 8 до 45%.
Водообнльность пород резко изменяется по простиранию и по раз-
резу. Дебиты источников не превышают 0,5 л/с. Воды сульфатные в
сульфатно-хлоридно-натриево-кальциевые с минерализацией 1,5—2 г/л.
В западной части распространены хлоридно-натриевые воды с минера-
лизацией до 30 г/л.
Угленосная формация позднего визе, среднего и позднего-
карбона представлена цикличной полифацнальной толщей сероцветных.
Рис. 41. Схематическая карта распространения формаций и схематический геологический
разрез Донбасса:
I—четвертичные отложения (Q). Формации: 2 — карбонатно-терригеиная палеогена в
раннего неогена (₽—Nt); 3 — мергельно-меловая позднего мела (Кг); 4 — карбонатно-
терригенная поздней юры и раннего мела (/а—Кг); 5—верхняя терригенная пестроцвет-
ная поздней перми и триаса (Рг—Т); 6—галогено-карбонатная ранней перми (Р();
7 — нижняя терригенная красноцветная ранней перми (Pi); 8 — угленосная среднего
и позднего карбона (С2-з); 9 — карбонатная раннего карбона (Ct)
осадков мощностью до 6—18 км. Сформировалась она в неглубоком
морском бассейне, периодически превращавшемся в лагуны и болотис-
тые топи. В результате сформировалась терригенная толща пород, со-
стоящая из ритмичного переслаивания аргиллитов, алевролитов и пес-
чаников, содержащая до 300 прослоев углей и около 250 прослоев из-
вестняков. В разрезе угленосной формации центральных и юго-восточ-
ных районов Донбасса преобладают морские фации, в северо-запад-
ных — континентальные. Для Большого Донбасса в целом характерно-
преобладание песчаников в верхней части разреза, аргиллитов и алев-
ролитов — в нижней. Угли и известняки в разрезе толщи распределены
более или менее равномерно. В Центральном Донбассе на долю песча-
ников приходится 30—35% разреза, алевролитов и аргиллитов — 55—60,
известняков около 2, углей около 1%. Поскольку в Западном Донбассе-
развита в основном нижняя часть угленосной формации, здесь на долю
песчаников приходится 28%, алевролитов и аргиллитов — около 68,.
углей — 1,8, известняков — 1,2%.
236
Физико-механические свойства пород угленосной формации в зна-
чительной мере зависят от степени их метаморфизма. Возрастание ме-
таморфизма проявляется во вторичных изменениях минералогического
состава пород и их структурно-текстурных особенностей. Зерна приобре-
тают вытянутую форму и ориентируются по слоистости породы. Извест-
няки приобретают мозаичную структуру, песчаники — микрослоис-
тость.
Надежным индикатором степени метаморфизма являются виды уг-
лей. Наиболее метаморфизованы породы, вмещающие антрациты, наи-
№1-1 Ьис север- №У-5
пая Никитовна
Шахты
им Румян- им. Нам Конд-
иева нина рапевка
новая
Углегорская
Западная
Рис. 42. Пространственные изменения прочностных свойств пород угленосной
формации Центрального Донбасса (по данным Б. Е. Бронштейна):
1 — песчаники; 2 — алевролиты; 3 — apiиллиты, соответственно: а — сопротивле-
ние сжатию; б — сопротивление раздавливанию
Mei (ее — породы, вмещающие длиннопламенные угли. В целом степень
метаморфизма увеличивается с северо-запада на юго-восток и от псри-
-ферии бассейна к его центральной части. В Западном Донбассе породы
угленосной формации характеризуются сравнительно низкими прочност-
ными показателями. Так, прочность на раздавливание составляет в сред-
нем: у песчаников — 400-105 Па, у алевролитов — 300-105 Па, у аргил-
.литов — 200-106 Па. В Центральном Донбассе прочность пород суще-
ственно возрастает: у песчаников до 600-105 Па (рис. 42). Соответст-
венно меняются и физические свойства пород: объемная масса алев-
ролитов и аргиллитов возрастает с 2,2 до 2,7 г/см3. На физико-меха-
нические свойства пород влияют условия их образования; наибольшей
прочностью обладают породы морского генезиса, наименьшей — дельто-
гвые и аллювиальные. Сказывается также их тектоническая трещинова-
тость, особенно интенсивная в приразломных зонах.
237
Значительные изменения физико-механические свойства породы пре-
терпевают при выветривании. Пс^ степени выветрелости пород в разрезе-
выделяются четыре зоны: элювиальная, выветрелых пород, переходная
и зона невыветрелых пород. Мощность элювиальной зоны, характерной
для открытого Донбасса, не превышает нескольких метров и только в
редких случаях увеличивается до 10—12 м, мощность выветрелой н пе-
реходной зон изменяется от нескольких десятков до нескольких сотен
метров. В инженерно-геологическом отношении свойства пород зоны
элювия почти не изучены. Свойства пород двух других зон приведены
в табл. 43. Характеристики пород позволяют счшать их надежным ос-
нованием для всех видов сооружений.
Таблица 43 Изменения деформационно-прочностных характеристик пород угленосной формации в зависимости от степени выветривания (Западный Донбасс)		
Наименование зоны	Временное сопротивление раздавливанию, 10* Па	Модуль^уп^угостн,
Выветрелая	 Переходная 	 Невыветрелая	 Выветрелая	 Переходная	 Невыветрелая	 Выветрелая	 Переходная 	 Невыветрелая	 Примечание. См. табл. 17.	Песчаники 160 Тл <“> 220 ио <52> 270 , л 100 <«> Алевролиты 140 .»<«> 140 „ 90 <51) 210 70 <Ив> Аргиллиты 130 -^(66) 130 124 (88) 270 —<’62)	88 23 (48> м"*133’ 65 29 <12°> -!2-<ио> 58 100 3! <35> -Ш-(ИЗ) 70 '	7
Водообильность пород зависит от степени трещиноватости. Подзем-
ные воды приурочены к прослоям песчаников и известняков и образуют
комплекс напорных горизонтов. Дсбиты источников изменяются от 0,3
до 5 л/c.. По химическому составу и минерализации воды пестрые.
В верхней зоне открытой части Донбасса они пресные, в полуоткрытой
части —г более минерализованные (2—3 г/л), па западе (район Ново-
московска) воды, обогащаясь хлором, превращаются в рассолы.
38
Нижняя терригснно-красноцвстная формация ох-
ватывает континентальные осадки раннепермского возраста, накопив-
шиеся в условиях теплого влажного климата на низкой аккумулятив-
ной равнине, периодически затоплявшейся морем. Отложения представ-
лены алевролитами, аргиллитами и песчаниками с маломощными про-
слоями доломитов и известняков. Среди красноцветиой толщи выделя-
ются так называемые «серые зоны», обогащенные углистым веществом.
В разрезе преобладают глинистые породы, на долю песчаников прихо-
дится около 12%. На северо-западе Бахмутской котловины в верхней
части разреза появляются ангидриты. Общая мощность толщи колеб-
лется от 600 до 1000 м.
Физико-механические свойства пород изучены слабо. По единичным
определениям для алевролитов получены значения сопротивления одно-
осному сжатию в пределах GO-105—200-105 Па, для песчаников 40-106—
310-105 Па. Аргиллиты в выветрелой зоне превратились в глины, кото-
рые отличаются склонностью к набуханию.
Галогенно-карбонатная формация включает морские и
лагунно-морские осадки, накопившиеся в период максимума трансгрес-
сии, охватившей северо-западную часть Донбасса и Бахмутскую котло-
вину в конце раппепсрмского времени. Седиментация в морском бас-
сейне происходила в условиях сухого и жаркого климата, способство-
вавшего образованию галогенных осадков. Породы формации, пред-
ставлены известняками, доломитами, ангидритами, а в верхах разреза—
песчаниками и аргиллитами. Местами в разрезе появляются мощные-
пачки гипса и каменной соли. В инженерно-геологическом отношении
породы изучены недостаточно. Аргиллиты в зоне выветривания превра-
тились в глины с числом пластичности 19—23 и объемной массой скеле-
та 1,40—1,77 г/см3. Доломиты, разрабатываемые в Никитинском и Ям-
ском месторождениях, характеризуются довольно изменчивыми показа-
телями основных физических свойств: плотности — 2,4—2,9 г/см3, объ-
емной массы 2,3—2,6 г/см3, пористости от 3 до 22%. Соленосные породы
подвержены значительному выщелачиванию, особенно в зоне активной
циркуляции подземных вод. Основные показатели физико-механических
свойств пород формации приведены в табл. 44. В
Таблица 44
Основные показатели фнзико-механических свойств пород
галогенно-карбонатной формации
Породы	Плотность, г/см*	Объемная масса, г/см*	Пористость, %	Временное со- противление сжатию, 105Па
Гипс	 Ангидрит	 Известняк	 Доломит		2,95—3,0 2.91—3.01 2,66—2,81 2,89—2,95	2,3—2,67 2,65—2,87 2,35—2,62 2,43—2,45	13,3—19,3 1,3—11,96 2,24—16,37 15,92-16,95	90—500 250—990 400—960 520-870
В зонах, не затронутых процессами выщелачивания, механическая
прочность большинства пород возрастает в 1,5—2 раза.
Обводненность толщи непостоянна, что объясняется изменчивостью'
литологического состава пород и условий их залегания. Наиболее во-
дообильны песчаники и известняки в верхней сильно трещиноватой н за-
карстованной зоне до глубины 50—70 м. Ангидриты практически без-
водны. К гипсам приурочены многочисленные источники с различными
дебитами. Большой забор рассолов (1,2 млн. м3 в год) активизировал
239“
развитие соляного карста в г. Славянске, что вызвало просадку поверх-
ности и образование провалов.
По составу воды очень пестрые. Наряду со сравнительно низкоми-
перализоваппыми водами в песчаниках и известняках встречаются хло-
ридно-сульфатные воды с минерализацией до 5 г/л и выше, с переходом
в рассолы.
Верхняя пестроцветпая формация объединяет в своем
составе континентальные осадки конца пермского и триасового перио-
дов, накопившиеся в условиях сухого и жаркого климата. Эти породы
образуют мощную (до 1000 м) толщу, в строении которой принимают
участие аллювиальные, озерно-аллювиальные и болотные отложения,
представленные глинами, песками, песчаниками и алевролитами с
прослоями конгломератов в основании. Породы формации залегают с
резким угловым несогласием па нижнепермскнх и каменноугольных от-
ложениях. Наблюдается частое замещение пород с жесткими кристал-
лическими связями, не связанными отложениями. Физико-механические
свойства их изменяются в широких пределах (табл. 45).
Таблица 45
Основные показатели физических свойств красноцветных пород перми и триаса
Породы	Плотность, г/см*	Объемная масса, г/см*	Объемная мпсса скелета, г/см*	Пористость, %
Песчаники		2,61—2,81	1,94—2,72	1,7—2,2	3,3—28,5
Алевролиты		2,64—2,79	2,16—2,55	—	3,0—22,0
Аргиллиты		2,72—2,79	2,40—2,50	—	
Глины		2,53—2,88	1,88—2,44	1,44—2,17	9,1—45,6
Пески пылеватые		2,69 -2,76	1,93—2,33	1,72-2,22	14,1-34,2
Пески мелкозернистые		2,51—2,73	1,93—2,10	1,77—1,99	28,0—33,0
Пески крупнозернистые		2,58—2,63	1,98—2,10	1,72—1,83	28.2—33,3
Водообилыюсть пород также чрезвычайно изменчива. Наиболее об-
воднены гравелистые песчаники, крупные пески и галечники. В припо-
верхностной зоне воды гидрокарбонатпо-сульфатно-кальциево-патрисвыс
с сухим остатком 0,2—3,5 г/л. С глубиной воды становятся хлоридно-
сульфатно-кальциево-натриевыми с минерализацией 12—54 г/л. Суще-
ственно увеличивается минерализация подземных вод в Кальмиус-То-
рецкой и Бахмутской котловинах.
Киммерийско-альпийский структурный этаж сложен породами кар-
бонатно-терригенной формации юры — раннего мела, отложениями
мергельно-меловой формации позднего мела и осадками карбонатно-
терригенной формации палеогена — раннего плиоцена.
Карбонатно-терригенная формация объединяет поро-
ды, сформировавшиеся в юрскую и раннемеловую эпохи. Нижняя ее
часть сложена глинами с прослоями песчаников и бурых углей; сред-
няя — преимущественно известняками и алевролитами. Общая мощ-
ность толщи около 800 м. Породы распространены в основном в северо-
западной части Донбасса и залегают глубоко от поверхности (см.
рис. 41). В составе формации преобладают глины с нижним пределом
пластичности 14—30, верхним 30—88, числом пластичности 10—40. Их
плотность варьирует в пределах 2,52—2,92 г/см3; объемная масса 1,93—
2,37 г/см3; объемная масса скелета 1,47—1,91 г/см3; пористость 28—
40%.
Физико-механические свойства других пород карбонатно-терриген-
ной формации приведены в табл. 40.
240
Таблица 46
Основные показатели физико-механических свойств пород
карбонатно-терригенной формации
Породы	Плотность, г/см»	Объемная масса, г/см»	Объемная 'масса скелета, г/см»	Порис- тость, %	Временное сопротивление раздавливанию, 10* Па
Песчаники		2,03—2,09	1,08	1,47—2,10	21—36	20—180
Известняки		2,61 — 2,71	1,83—2,58	1,85-2,30	11—20	90—230
Пески		2,63—2,66	1,83—1,98	1,49—1,52	38—42	—
Водообильность пород формации крайне неравномерна. Дебиты ис-
точников от 0,01 до 1,6 л/с, редко до 10—20 л/с (долина р. Бритой).
Наиболее водообильны пески. Воды гидрокарбонатно-натриевые с мине-
рализацией до 2 г/л. В западной части региона встречаются соленые
хлоридно-натриевые воды с минерализацией до 43 г/л.
Мергельно-меловая формация турона и кампана сфор-
мировалась в период интенсивного опускания и развития трансгрессии,
захватившей весь Большой Донбасс. В ее составе преобладают нижний
мел и мелоподобиые мергели с прослоями песков и песчаников. Мощ-
ность толщ более 800 м. До глубины 100 м породы выветрелые, .интен-
сивно трещиноватые, часто закарстованные и кавернозные. Залегая под
обводненным аллювием, они водонасыщены и до глубины 50 м часто
находятся в пластичном состоянии. В верхней зоне плотность и объем-
ная масса скелета мела и мелоподобных мергелей соответственно рав-
ны 2,30—2,84 г/см3 и 1,44—1,78 г/см3. Естественная влажность колеблет-
ся в пределах 11—30%. Временное сопротивление раздавливанию со-
ставляет 25-105—75-105 Па, углы внутреннего трения 25—30°, сцепле-
ние 0,2-10&—0,7- 10s Па.
Водообильность мергельно-меловых пород неравномерна и изме-
няется как по глубине, так и по площади. Наибольшая обводненность
пород отмечается в долинах рек. Дебиты источников от 0,1 до 20,0 л/с.
На водоразделах породы обводнены слабо. В речных долинах распро-
странены пресные гидрокарбонатио-кальциевые воды, на водоразде-
лах — высокомииерализованные воды (до 15 г/л) от карбонатно-суль-
фатных и сульфатных до хлоридпо-сульфатных и хлоридных.
Карбонатпо-терригснная формация палеогена —
раннего плиоцена представлена пестрой толщей континентальных
и мелководных морских образований. Это по преимуществу пески раз-
ной крупности, песчаники, глины, известняки и мергели. Некоторые све-
дения о физических свойствах этих пород приведены в табл. 47.
Верхнеальпийский структурный этаж. Особенности геологического
развития Донбасса в новейшее время привели к широкому площадному
развитию делювиальных, элювиально-делювиальных, лессовых и аллю-
виальных отложений, описанию которых и будет уделено основное вни-
мание.
В состав комплекса озерно-делювиальных, элюви-
ально-делювиальных миоцен-раннеплейстоценовых
глин входят пестроцветные преимущественно каолиновые глины, об-
разовавшиеся в пресных водоемах в результате переотложения элювия
коренных пород, а также красно-бурые глины элювиально-делювиально-
го генезиса, формирование которых шло в условиях более сухого и хо-
лодного климата. Первые развиты по периферии региона. Вторые рас-
пространены значительно шире, особенно в открытой части Донбасса.
241
Таблица 47
Значения показателей физических свойств пород палеогена — раннего плиоцена
(средние по разным участкам)
Ярус, горизонт	Породы	Показатели плас, точности, %		Объемная масса, г/см*		Порис- тость, %	Естест- венная влажность» %
		верхний предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета		
Берекский	пески			2,00	1,60	35	14—18
Киевский	то же	——	•—	1,52	1,45	43—47	8—36
То же	песчаники				1,31	43-53	37
Каневский и бучак-	то же	—		1,86	1.47	44	27
СК ИЙ							
Киевский	мергели			1,71	1,31		21-31
Понтический	глины	30—32	35—37	1,98	1,45	46	29
Сарматский	то же	24—37	18—30	2,00	1,55	41—49	18—30
Полтавский	>	34—76	32—44	1,95	1,52	41—52	19—38
Берекский	>	—	—	1,90	1,45	50—55	30—36
Киевский	»	70	20—30	1,87	1,30	47-50	30—45
Они плащеобразно покрывают склоны водоразделов и связаны с пест-
роцветными глинами постепенным переходом. Суммарная мощность от-
ложений комплекса достигает 15—20 м. Для всей толщи отмечается
опесчанивание к низам разреза. Плотность пестрых глин 2,63—2,73 г/см3;
объемная масса 1,35—2,10 г/см3, объемная масса скелета 1,33—1,61 г/см3;
пористость 43—45%.
В составе красно-бурых глин преобладает монтмориллонит и гид-
рослюды. Тонкодисперспые и пылеватые фракции составляют примерно
по 43%. Глины характеризуются сравнительно невысокой пористостью
(коэффициент пористости 0,6—0,7) и средней сжимаемостью. Отложе-
ния комплекса практически безводны.
Аллювиальные плиоцен-голоцеповые отложении
объединяют осадки плиоценовых погребенных, плейстоценовых надпой-
менных, а также голоценовых пойменных террас. Плиоценовые осадки
мощностью 10—12 м развиты в основном западнее линии Донецк—Сла-
вянск. Они представлены преимущественно кварцевыми и кварцево-гла-
уконитовыми песками различной крупности с прослоями глин. Отличи-
тельной особенностью их является фациальная изменчивость в прост-
ранстве и в разрезе. Четвертичные аллювиальные отложения слагают
надцоймениыс террасы и пойму рек и представлены неоднородной тол-
щей песков, супесей, суглинков и глин мощностью от нескольких метров
до 22 м (Сев. Донец). В составе руслового аллювия преобладают пески,
отличающиеся пестрым гранулометрическим составом (от мелких до раз-
нозериистых), с закоиомерпым возрастанием крупности зерен с глуби-
ной. В основании руслового аллювия, как правило* залегает базальный
горизонт, представленный гравийно-песчаным материалом с содержа-
нием гравия до 50%. Пески почти повсеместно обводнены, а мелкозер-
нистые глинистые разности обладают плывунными свойствами. Углы
откоса мелкозернистых песков в воздутпно-сухом состоянии по 34—37°,
под водой 33—35°. Коэффициент фильтрации от 2 до 30 м/сут.
Пойменная фация представлена супесями, суглинками и глинами.
В верхних горизонтах глинистых пород содержится до 5% гумуса. Влаж-
ность, коэффициент пористости и пластичность глинистых отложений
возрастают с увеличением содержания тонкодисперсной составляющей
(табл. 48).
242
Таблица 48
Основные показателя физических свойств глинистых пород пойменной фация
плейстоценового аллювия
Породы	Показатели пластичности, %		Объемная масса скелета, г/см*	Коэффициент пористости	Естественная влажность, %
	нижний предел	число плас- тичности			
	17		1,64	0,65	17.3
Супеси			“Т(35)	ОЛЗ <»>	олз (35>	0.! (35)
	19	9	1.58 ,	0.71	20
			1П"1\	’	/77\	
Суглинки легкие . . .	5,0 (М)		0,14 ( }	0,15 ( }	7.4 <77)
	21	13 , „		0,81	
средние . .	4.0 <'24>	— (124)	—	0,12 <"4>	—
	22	16	1.5 л	0,81	24,8 ,
тяжелые. .	ТГ<119) 0,0	- ,-(119)	0.12 <1,0>	0.13 <"’>	ел (,,0>
	23	22	1,44	0,89	31,5
Глины		Тз (,50)	з7з<|и>	0:13 (,4,>	0.17 <‘41>	0.3 <|41>
Примечание. См. табл. 17.
Делювиально-гравитационные плейстоценовые
отложения широко распространены в пределах Центрального (от-
крытого) Донбасса и представляют собой пероотложенную кору вывет-
ривания каменноугольных отложений. Представлены глыбами, щебщ-
кой, дресвой с песчано-глинистым заполнителем. Мощность отложений
зависит от состава подстилающих пород. На участках распространения
алевролитов н аргиллитов она достигает наибольшей величины — 10—
15 м. Суглнписто-глипистыс разности нередко подвергнуты облессова-
нию. Основные показатели прочностных и деформационных свойств де-
лювиальных глинистых отложений, вычисленные но корреляционным за-
висимостям, приведены в табл. 49 и 50 (использовались результаты 280
определений по Центральному и 253 определепнй по Западному Дон-
бассу) .
Как видно из таблицы, значения показателей прочностных свойств
пород иа подработанных пространствах заметно выше, чем на неподра-
ботанных. Это объясняется осушением и уплотнением пород, происходя-
щим при подработке.
Нетрудно заметить, что при равных значениях коэффициента порис-
тости и консистенции модуль деформации этих отложений в Западном
Донбассе значительно выше, чем в Центральном. Это объясняется раз-
дой степенью их уплотнения, поскольку в Центральном (открытом) Дон-
бассе мощность перекрывающих отложений колеблется от нуля до 5 м,
а в Западном достигает 35 м.
Лессовые породы плейстоценового возраста рас-
пространены почти повсеместно, за исключением пойм рек, участков
развития песчаного аллювия и районов неглубокого залегания или вы-
ходов на поверхность (Центральный Донбасс) дочетвертичных отложе-
ний. В периферических частях региона развиты лессовые отложепия
нижнего, среднего и верхнего плейстоцена, достигающие мощности 25—
30 м и более. Подстилаются оин преимущественно красно-бурыми гли-
нами. На древних плиоценовых террасах н аккумулятивной равнине в
243
Таблица 491
Рекомендуемые значения основных показателей прочностных свойств
делювиальных глинистых отложений Центрального и Западного Донбасса
(в числителе — среднее значение сцепления, в знаменателе — среднее значение угла
внутреннего трения)
Коэффициент пористости
НИЖНИЙ предел пластич- воств	0.51—0.60		0,61—0,70		0,71—0,00		0,81-0,90		0,91—1,00	
	обычные условия	при под- работке	обычные условия	при под- работке	обычные условия	при под- работке	обычные условия	при под- работке	1 обычные условия	при под- работке
Центральный (открытый) Донбасс
15—18	0,38	0,62	0,26	0,58	0,22	0,46	0,15	0,39		
	19	29	18	28	17	27	16	26		
18—22	0,48	0,76	0,36	0,70	0,26	0,62	0,20	0,50	0,21	0,31
	17	27	16	26	15	25	14	24	13	23
22-26	0.58	0,92	0,46	0,82	0,37	0,71	0,33	0,57	0,27	0,49
	16	26	14	24	12	22	П	21	9	19
Западный Донбасс
9—12			0,17	0,45	0,05	0,35	—	0,27	—	0,22
			21	29	18	26	17	25	14	22
12—15			0,31	0,57	0,24	0,50	0,13	0.39	0,05	0,31
			18	30	16	26	15	25	14	24
15—18	0,53	0,37	0,38	0,72	0,27	0,61	0,15	0,49	0,07	0,41
	—	—	19	27	16	24	15	23	14	22
18—22			0.51	0,85	0.35	0,79	0,22	0,56	0,12	0,46
			17	25	15	23	14	22	13	21
Таблица 50'
Рекомендуемые значения модуля общей деформации делювиальных
глинистых отложений Центрального и Западного Донбасса
(средние значения)
Консистенция	Модуль деформации, I05 Па при коэффици- енте порвстости						
	0,41— 0,50	0,51— 0,60	0,61- 0,70	0,71— 0,80	0,81— 0,90	0,91— 1,00	1,01— 1,10
Центральный (открытый) Донбасс
Твердая ..............................
Полутвердая ..........................
Тугопластичная........................
Мягко- и текугепласти'шая.............
370	310	260	210	170	140	ПО
320	270	220	180	130	90	60
	—	190	140	100	60	—
—	—	150	ПО	70	40	—
Западный Донбасс
Твердая ..............................
Полутвердая...........................
Тугопластичная........................
Мягко- и текучепластичная.............
450	360	300	250	200
430	340	250	180	140
—	290	210	150	ПО
—	260	180	130	90
160
ПО
80
70
130
100-
70-
SO-
244
разрезе лессовой толщи наблюдается пять и более горизонтов ископае-
мых почв. В Центральном Донбассе лессы нижнего плейстоцена мало-
мощны (2—5 м), имеют спорадическое распространение и залегают на
денудированной поверхности палеозойских и мезозойских отложений, в
отдельных местах — на красно-бурых глинах, с которыми часто связаны
постепенными переходами. Максимальные мощности и полные разрезы
лессовой толщи с несколькими горизонтами погребенных почв отмече-
ны в понижениях древнего рельефа. Большинством разведочных вырабо-
ток вскрыт один, иногда два яруса лессовых отложений.
В лессовой толще наблюдается непрерывный ряд пород от супесей
(встречающихся редко) до легких суглинков и глин (табл. 51). В оспо-
Таблица 51
Гранулометрический состав лессовых пород Донбасса
Фракция	Легкие	Средний	Тяжелые
Песчаная			ТТ"82»	8 -^-(288,
Пылеватая		-т^>	72,2 <,82)	69 . VF(288)
Глинистая 			19,6 6 <182)	25 ^т-(288> о,7
Примечание. См. табл. 17.			
вании разреза (нижний плейстоцен) преобладают уплотненные тяжелые
суглинки и глины. В верхних горизонтах (средний и верхний плейсто-
цен) доминируют средние и легкие пылеватые разности суглинков с
мелкими карбонатными стяжениями. В западной части региона лессы
более глинистые, чем в восточной. В тонкодисперсной фракции на терри-
тории Центрального Донбасса преобладает гидрослюдисто-монтморил-
лонитовый комплекс минералов, а в Западном Донбассе отмечается вы-
сокое содержание каолинита. В солевом составе преобладают карбонаты
кальция и магния (4—22%), присутствует гипс (0,5—1%) и гумус
(До 1%).
Основные показатели физических свойств лессовых пород приведе-
ны в табл. 52. Из нее видно, что при переходе от легких суглинков к
глинам плотность, объемная масса скелета и коэффициент пористости
практически остаются без изменения; естественная влажность несколько
возрастает, но степень влажности ие меняется.
Средние значения модуля осадки у лессовых пород при нагрузке
2-105 Па находятся в пределах 30—37 мм/м; при нагрузке 3-Ю5 Па —
45—51 мм/м. Коэффициент просадочности при нагрузке 3-Ю5 Па
достигает 0,06. Слабопросадочные разности лессовых пород рас-
пространены в центральной части Донбасса, более просадочные — в его
западных и северных районах.
Сопротивление сдвигу лессовых пород определялось в условиях
консолидированного сдвига с ненарушенной структурой прн нагрузках
до 5-105 Па. Среднеминимальные значения угла внутреннего трения
(по 73 определениям) для суглинистых разностей (легких, средних и тя-
желых) близки и примерно равны 19°, для глин — 16°, средние мини-
мальные значения сцепления суглинистых разностей 0,2 10s Па, глини-
стых 0,3-108 Па.
245
Таблица 52
Основные показатели физических свойств лессовых пород Донбасса
Породы	Показателя пластич- ности, %		Плотное 1Ь. г/см’	Объемная масса скелета, г/см*	Коэффициент пористости	Естественная влажность, %
Суглинки легкие	^г(97)	9 ~Э'97>	2,71 <^77)	1.58	, м5(77>	0,70 _ оТ(77>	~(77) У
средине	22 -^-(355)	-у(355)	0,02'	'	o.io'	0,78 о-^(266>	13,3 тт(266)
тяже- лые	23 Т7<411) 4,5	-^-(411)	2,72 -1—(313) 0,02'	’	1,55 57П(3,3>	0,75 <м5(313>	19,5 1Гз(313>
Глины	22 -Z-(S96) и	Ь'594	2,73 <Й/37,>	^) о.ю'	0,74, о^(371>	20,2 —з*371’
Примеча	ние. См.	табл. 17.				
Водообильность лессовых пород неравномерна: наиболее обводне-
на нижняя часть разреза, образующая выдержанный водоносный гори-
зонт, дренируемый многочисленными родниками на склонах оврагов и
балок, с дебитом 0,1—0,5 л/с. Воды комплекса сульфатные и сульфат-
но-гидрокарбоиатные с минерализацией 1—3 г/л (реже до 15 г/л), обла-
дают сульфатной агрессивностью.
При рассмотрении поверхностных отложений следует упомянуть и
о насыпных грунтах, приобретающих все большее значение при
оценке инженерно-геологических условий многих регионов, в особенно-
сти Донбасса. В настоящее время их объемы измеряются кубическими
километрами, а интенсивность накопления часто превосходит современ-
ные природные процессы осадконакопления. Литологический состав по-
род терриконов Донбасса довольно однообразен и представлен облом-
ками алевролитов, песчаников и аргиллитов с включением щебня и
глыб известняков и углей.
Физико-механические свойства насыпных грунтов изучены еще край-
не недостаточно. Инженерно-геологические исследования пород терри-
конов показали, что они являются удовлетворительным естественным
основанием сооружений и могут использоваться в качестве материала
для возведения земляных сооружений включая и гидротехнические.
Гидрогеологические условия
Геологическое строение региона предопределяет развитие как грун-
товых, так и пластово-трещинных и трещинно-карстовых вод, а глубина
залегания и режим их обусловлены не только геолого-структурными, фи-
зико-географическими факторами, но и интенсивной инженерно-хозяй-
ственной деятельностью человека. Регион в центральной части расчле-
нен речной и овражно-балочной сетью и глубоко дренирован. Уменьше-
ние расчлененности к окраинам н увеличение увлажненности климата
приводят к накоплениям подземных вод в различных горизонтах. На
участках шахтных полей водоносные горизонты дренированы в зоне,
которая обычно достигает 50-кратной мощности разрабатываемого плас-
та, причем шахтные вороики формируются непосредственно над рабо-
чими забоями лав и перемещаются вместе с ними.
246
На территории региона наиболее распространены грунтовые воды
со свободной поверхностью, формирующиеся не только в четвертичных,
но и в мезокайнозойскнх породах, с глубиной залегания от нескольких
до 20 м и более. Амплитуда сезонных колебаний уровня составляет
1—1,5 м. Минерализация и химический состав подземных вод зоны ин-
тенсивного водообмена находятся в тесной зависимости от климата и
степени расчлененности территории. С северо-запада на юго-восток от
сильно дренируемых площадей к слабо дренируемым гидрокарбонат-
ные кальциевые воды с минерализацией 1—3 г/л сменяются сульфат-
ными и хлоридно-сульфатными с минерализацией до 10 г/л. В области
разгрузки глубинных вод и распространения солепоспых пород зональ-
но встречаются рассолы хлоридных натриевых вод.
Из пластово-трещинных и трещинно-карстовых вод практическое
значение для осуществления инженерных мероприятий имеют воды ка-
менноугольных пород центральной части и мергельно-меловых отложе-
ний периферических частей региона. Первые приурочены в сильно дре-
нированной области и характеризуются весьма изменчивым режимом
как по площади, так и по времени. Амплитуда колебания их уровней в
естественных условиях изменяется от 0,2—0,4 до 5—10 м, а на участ-
ках горных выработок достигает нескольких десятков метров. Уменьше-
ние степени дренирования в области развития трещинных мергельно-ме-
ловых вод сглаживает амплитуды сезонных колебаний уровня до 1—2 м
в долинах рек и до 1 м на междуречьях.
Подземные воды существенно влияют па условия разработки уголь-
ных месторождений и ведения подземных работ. Величины притоков во-
ды в шахты зависят от многих факторов и для Центрального Донбасса
в среднем составляют 100—300 м3/ч. Еще больший водоприток в шахты
наблюдается в закрытой части Донбасса. Особенно обводнены киев-
ско-бучакские и харьковские отложения. Приток в отдельные шахты уже
сейчас при сравнительно небольшом объеме горных работ достигает
1100 м’/ч (шахта «Степная»). С нарастанием темпа горных разработок
водоприток в шахты здесь увеличится и но прогнозу достигнет 3000 м’/ч
(шахта «Юбилейная»).
Кроме обычных водопритоков в шахты, которые носят постоянный
характер, бывают еще катастрофические, кратковременные, связанные
с подработкой обводненных тектонических нарушений, поверхностных
водоемов или водотоков.
По данным треста Укрюггсология в течение сравнительно короткого
периода (1960—1971) в процессе работы трех шахт Западного Донбасса
образовалась депрессионная воронка, в центре которой снижение уров-
ня вол в бучакском горизонте достигло 95 м, а в харьковском — 6,5 м
при диаметре воронки 12—14 км. Согласно прогнозу, к 1980 г. в радиусе
1,5 км от этих шахт произойдет полное осушение водоносных гори-
зонтов.
Хорошо прослеживается влияние горных выработок иа состояние
грунтовых вод. Они полностью исчезают в районе мульды сдвижения.
Так, в процессе подработки шахтой пос. Зайцево произошло полное осу-
шение грунтовых вод, и колодцы, которыми пользовались для водоснаб-
жения, оказались безводными.
Современные геологические процессы
В регионе развиты различные геологические процессы, связанные
как с природными агентами, так и с инженерно-хозяйственной деятель-
ностью человека. Большое значение имеют процессы накопления техно-
247
генных отложений, образующихся за счет складирования на поверхности
земли отвалов из шахт рудников, карьеров, строительных котлованов,
а также отходов металлургических, химических и других предприятий.
Техногенный литогенез происходит также в результате запыления пру-
дов-отстойников, илонакопителей, <белых морей» и намыва пород при
гидродобыче полезных ископаемых или строительстве земляных соору-
жений (рис. 43).
О масштабе процессов искусственного литогенеза в регионе свиде-
тельствуют следующие цифры: в Донбассе ежегодно извлекается на зем-
ную поверхность 71 млн. м3 горных пород. Для складирования этих по-
род ежегодно выделяется 700—800 га полезных земельных угодий. В на-
стоящее время в регионе породными отвалами угольной промышленно-
сти занято около 12—15 тыс. га его площади.
По состоянию на 1967 г. в Донбассе насчитывалось 1539 отвалов
пород общим объемом 1060 млн. м3. Наиболее распространенными яв-
ляются терриконы — породные конусы высотой 100 м н более с осно-
ваниями площадью от 2,5 до 10 га.
Значительные по масштабам процессы искусственного литогенеза
развиваются и в результате добычи других полезных ископаемых — рту-
ти, стройматериалов и др., а также при различных видах строительства,
объемы которого с каждым годом увеличиваются. Так, только шестью
крупными строительными трестами (Донбассэкскавацня, Донецкспец-
строй и др.) ежегодно извлекается на земную поверхность свыше
120 млн. м3 горных пород, которые укладываются в отвалы и насыпи.
Горные и инженерно-строительные работы приводят к образованию
искусственных полостей и каверн в верхних частях земной коры, раз-
рыхлению пород, изменению напряженного состояния и равновесия мас-
сивов горных пород.
В условиях Донбасса, где широко развита подземная добыча угля,
ртути, каменной соли, доломитов и других полезных ископаемых, объем
подземных полостей измеряется сотнями миллионов кубических метров,
а протяженность — тысячами километров. Наличие выработанных по-
лостей в горном массиве на значительных глубинах приводит к обру-
шению пород в горных выработках, пучению в почве выработок, а так-
же внезапным выбросам пород и угля, горным ударам и др. Проявле-
ние и интенсивность этих явлений зависят от состава и состояния угле-
вмещающих горных пород, тектонического строения массива, гидрогео-
логических условий, сечения горных выработок и других горно-геологи-
ческих условий. Обрушению, как правило, подвергаются низкопрочные
слоистые аргиллиты и алевролиты. Породы более прочные (известня-
ки, высокометаморфизованные песчаники, алевролиты и аргиллиты)
обычно в обвалах и обрушениях не участвуют. Количество обрушений
и обвалов на шахтах весьма значительно. На шахтах им. Дзержинского
на 1 млн м3 выработок приходится 152,5—175,5 м2 завалов. Вывалы,
обрушения и другие виды деформаций горных пород наблюдаются не
только в горизонтальных и наклонных выработках, но и в шахтных ство-
лах, особенно па глубинах свыше 500—600 м. Суммарная протяжен-
ность нарушенных участков на шахтах Центрального района составляет
более 7% от их общей протяженности.
Увеличение горного давления приводит к пластическим деформаци-
ям пород в почвах горных выработок. Как правило, пучению подверга-
ются слабые глинистые породы. Наиболее опасно пучение в горизон-
тальных выработках, где оно может достигать значительных размеров.
С увеличением глубины разработки (более 500—600 м) пластическим
деформациям в почве выработок подвергаются и более прочные поро-
248
Рис. 43. Геологические и инженер-
но-геологические явления я процес-
сы Донбасса (по Б. Е. Брон-
штейну, 1968):
I класс: 1 — процессы и явле-
ния, вызывающие крупные пони-
жения земной поверхности пло-
щадью более 10 га и глубиной
более 5 м. II класс: 2 —современ-
ные отвалы горных пород (циф-
ра показыва'ст высоту отдельных
насыпей); 3 — отвалы техниче-
ских грунтов (шлаков, огарков
и других отходов производства).
1П класс: 4--сдвижение земной
поверхности над выработанным
пространством — вертикальное
оседание, м (/ — максимальное,
II — преимущественное) и относи-
тельные горизонтальные деформа-
ции, мм/м (III — максимальные,
IV — преимущественные); 5—про-
валы земной поверхности над вы-
работанным пространством: б —
внезапные выбросы пород: 7 —
просадочные явления (I—II тип
просадочности). IV класс: 8 — эн-
догеппыс пожары (цифра показы-
вает процентное соотношение к
общему числу пожаров региона).
V класс: 9 — газовыделение н
горных выработках, м* на тонну
угля суточной добычи. VI класс:
10 — крупные депрессии подзем-
ных вод; И — карстовые процес-
сы (С — в каменноугольных, Р —»
в пермских в К — в меловых от-
ложениях). VII класс: 12 —абра-
зионные процессы; 13 — интенсив-
ные эрозионные процессы
ды — песчаники и алевролиты. Отмечены случаи, когда пучению под-
вергались песчаники и алевролиты с прочностью на раздавливание свы-
ше 240-105 Па.
Внезапные выбросы горных пород—сравнительно новое в Донбассе
явление, и связано оно с разработкой полезных ископаемых на больших
глубинах (свыше 600—700 м). Выбросы пород происходят под воздей-
ствием статических и динамических напряжений, приуроченных к зо-
нам тектонических нарушений, и наблюдаются главным образом в тол-
щах песчаников, в разной степени метаморфизованных и находящихся,
как правило, в газонасы щейном состоянии. Выбросы пород наблюдались
на 12 шахтах Центрального, Алмазио-Марьинского, Донецко-Макеевско-
го и Красноармейского геолого-промышлеиных районов на глубинах от
733 до 1237 м. На одной только шахте «Петровская-Глубокая» Донецко-
Макеевского района зарегистрировано более 1600 выбросов. Выбросы
песчаников приурочены обычно к напряженным зонам в крыльях и в
сводовых частях очень пологих антиклинальных складок, ориентирован-
ных вкрест простирания каменноугольных пород. Исключение состав-
ляют выбросы па шахте «Пролетарская-Глубокая», где они отмечены в
донной части брахиенпклииальной складки Макеевской мульды.
В региональном плане антиклинальные складки, с которыми связа-
ны выбросы песчаников, расположены в тектонических блоках, ограни-
ченных крупными поперечными простиранию пород надвигами или
флексурами.
Весьма существенными процессами, влияющими на инженерно-гео-
логическую оценку территории и связанными с изменением напряжен-
ного состояния горного массива, являются сдвижения горных пород над
горными выработками. Понятием сдвижение объединяется широкая
группа процессов, включающая опускание слоев пород под действием
собственного веса в форме прогиба слоев; оседание толщи пород в ре-
зультате сжатия их под действием опорного давления; сдвиг пород по
плоскостям напластования слоев; отрыв и обрушение пород непосред-
ственной кровли пласта и др.
В результате процессов сдвижения в подработанной толще вверх от
выработанного пространства образуется область разуплотнения, в кото-
рой можно выделить три зоны, характеризующиеся разной степенью на-
рушенное™ пород: обрушения, прогиба с образованием трещин и плав-
ного прогиба без нарушения сплошности пород. Одновременно со сдви-
жением горных пород происходит перераспределение напряжений в
массиве, окружающем горную выработку, с образованием зон повышен-
ного (опорного) давления и разгрузки. По данным многочисленных ис-
следований мощность золы обрушения, как правило, равна двум-трем
мощностям пласта и не превышает пяти-шестикратной его мощности.
Мощность зоны образования трещин, ориентированных по нормали к
напластованию, обычно отвечает 30—35-кратпой мощности пласта, а
мощность зоны распространения трещин, параллельных напластованию,
нередко бывает значительно больше.
Зона плавного прогиба часто достигает поверхности земли, где об-
разуются мульды сдвижения. При разработке крутопадающих пластов,
а также при разработке пологих пластов па малых глубинах сдвиже-
ние земной поверхности часто приобретает ступенчатый характер. Про-
должительность периода развития активных деформаций составляет
2—6 мес. в зависимости от скорости продвижения забоя и других ус-
ловий.
При разработке некоторых других полезных ископаемых процесс
сдвижения пород развивается иначе. Деформация земной поверхности
250
в этом случае проявляется преимущественно в виде провалов, воронок,
оползней, системы трещин, образующих террасы, а также отдельных
трещин и лишь редко — в виде сдвижения без разрыва сплошности.
Процесс сдвижения при этом происходит вначале медленно, а затем рез-
ко и интенсивно. Провалы образуются в основном непосредственно над
горными выработками. Вокруг провалов в сторону висячего блока об-
разуется зона интенсивной трещиноватости.
К рассматриваемым геологическим процессам и явлениям относят-
ся и оползни. На территории региона они развиты на склонах речных
долин и балок и в несколько меньшей степени проявляются на склонах
карьеров, строительных котлованов и каналов (Бронштейн, Махлии,
1959). По долинам крупных рек и балок оползни развиваются преиму-
щественно в делювиальных отложениях. Преобладают оползни фрон-
тального типа (долина р. Сев. Доица и др.). Протяженность оползней
30—150 м, реже 200—300 м, ширина 15—20 м. Мощность слоя пород,
вовлекаемых в оползневой процесс, обычно не превышает . первых
метров.
В бортах карьеров, откосах канала Сев. Донец—Донбасс, а также
на склонах речных долин и крупных балок наблюдаются также ополз-
ни, приуроченные к контактам пород различного литологического со-
става и трещинам напластования.
С породами лессового покрова связаны просадочные явления, ко-
торые в Западном Донбассе при бытовом давлении достигают 15—
25 см.
В Вахмутской котловине развит карст, приуроченный к гипсово-ан-
гидритовой толще перми иа юго-западе региона и в меньшей степени к
меловым породам в его северной части.
В естественном залегании солеиосные породы карстуются незначи-
тельно, хотя глубина отдельных воронок достигает 10—15 м, а диаметр
25—30 м. Чаще вдоль выхода закарстованных пород на поверхности
земли образуются рвы шириной до 60 м и глубиной 0,3—2 м. Подработ-
ка соленосных месторождений чрезвычайно активизирует процесс кар-
стообразования. Формирующиеся в результате добычи каменной соли,
гипса и рассолов полости и пустоты служат дополнительными путями
циркуляции подземных вод, что нередко приводит к катастрофическим
внезапным провалам. Так, иад старыми шахтами Артемовского место-
рождения (шахта им. Шевченко) образовалось несколько провальных
воронок диаметром до 100 м и глубиной до 30 м (наиболее крупная раз-
мером 230X220). Усиленная рассолодобыча в г. Славянске привела к
резкому сдвижению надсолевых толщ с образованием котловин глубиной
до 20 м, шириной до 300 м и длиной более километра. Все эти формы
имеют тенденцию к дальнейшему росту. Интенсивное карстообразова-
ние наблюдается нс только в районах действующих соляных шахт или
рассолопромыслов, но и на отработанных участках, где проявляется в
виде мульд оседания, провальных и просадочных полей. Скорость про-
седания пластов пород, залегающих над подземными карстовыми по-
лостями, достигает 13—23,5 см в год.
Карстовые процессы развиты также на юго-западе региона в тре-
щиноватых и кавернозных известняках и доломитах нижнего карбона.
Они сосредоточены в долинах рек Сухая и Мокрая Волноваха или при-
урочены к зонам тектонических нарушений. Развит как закрытый, так
и открытый карст. На карьерах, разрабатывающих известняки и доло-
миты, вскрываются карстовые пещеры длиной до 500—600 м и с попе-
речным сечением от 10 до 100 м2. Они, как правило, заполнены пес-
чано-глинистым материалом с обломками известняка н доломита. Зия-
251
юшие пещеры встречаются редко (самая крупная длиной 74 м и диа-
метром 6 м у с. Ново-Троицкого). Зафиксированы также карстовые до-
лины и промоины длиной от 500 м до нескольких километров и попе-
речным сечением 100—150 м. Современный карст проявляется в виде
разнообразных по форме карстовых воронок глубиной до 30—60 м. По-
вторы отмечаются на дне воронок, в руслах и бортах речных долин.
ГЛАВА 13
ВОЛГО-УРАЛЬСКАЯ АНТЕКЛИЗА
Регион расположен на востоке Русской, платформы и охватывает
территорию от Приволжской возвышенности на западе до нредгорий
Урала на востоке.
В- геоморфологическом отношении он представляет собой обширную
денудационную равнину, образованную мозаикой многочисленных сво-
довых структур и разделяющих нх депрессий. Положительные структу-
ры четко выражены в рельефе, подчеркивая тесную связь последнего
со структурно-тектоническим планом региона. Так, Соксо-Шешминский
тектонический вал образует систему возвышенностей с абсолютными
отметками водоразделов около 400 м, а Вятский вал — до 300 м. Суще-
ственное влияние на строение рельефа оказывает и состав рельефооб-
разующих пород. В районах развития глинистых отложений он имеет
мягкие плавные очертания, в районах развития карбонатных пород ши-
роко развиты изолированные или групповые возвышенности останцового
характера. Денудационная равнина расчленена довольно густой сетью
мелких речных долин, балок и оврагов. Глубина эрозионного расчлене-
ния достигает ста метров. В восточной части региона с выходами кар-
бонатных и галогенных пород связаны зоны развития карстовых форм
микрорельефа.
Реки региона принадлежат в основном бассейну Камы и частично
Волги. Это типично равнинные реки с широкими асимметричными доли-
нами преимущественно меридионального направления.
Климат региона определяется не только его географическим поло-
жением — удаленностью от Атлантического океана и соседством горно-
го Урала, оказывающего заметное влияние на распределение темпера-
туры, осадков и ветров, но и значительной протяженностью в меридио-
нальном направлении. Отчетливо выступает закономерное изменение
основных климатических характеристик с северо-запада на юго-восток:
среднегодовых температур от 4-3 до 4-1°, годовой суммы осадков от
600 до 300 мм. На этом фоне проявляются различия, связанные с осо-
бенностями рельефа и растительного покрова: леса на северо-западе н
западе региона уменьшают резкие колебания температуры и влажности
воздуха, степные пространства юга усиливают континентальность. Из-
вестное влияние на климат оказывают и крупные водохранилища на
Каме и Волге, изменяя тепловой режим, особенно осенью и зимой, а
летом выравнивая суточный ход температур.
Регион располагается в лесной, лесостепной и степной зонах. В со-
ставе лесов преобладают лиственные породы, развитые на оподзолен-
ных почвах. Лесостепная зона характеризуется развитием серых и тем-
но-серых почв и выщелоченных черноземов на открытых безлесных про-
странствах. В степной зоне широко развиты ковыльные степи.
252
Геологическое строение, инженерно-геологическая
характеристика пород
Регион располагается в пределах Волго-Уральского свода — одной
яз крупнейших положительных структур Русской платформы и запад-
ного крыла Уральского предгорного прогиба. Свод состоит из ряда под-
нятий — Татарского, Башкирского, Котельнического, разделенных впа-
динами — Мелекесской, Верхнекамской, Бузулукской.
В строении осадочного чехла принимают участие породы палеозоя,
мезозоя и кайнозоя, слагающие несколько структурных этажей.
Герцинский структурный этаж сложен породами всех систем па-
леозоя, но практическое значение для строительства имеет только верх-
няя часть разреза, представленная пермскими отложениями (рис. 44),
с которых мы и начинаем описание.
Пермские отложения представлены тремя формациями: гадогенно-
карбонатной ранней перми, карбонатно-терригенной и терригенной крас-
ноцветной поздней перми. Галогенно-карбонатная форма-
ция ранней нерми сложена разнообразными породами, образо-
вавшимися в эпиконтинентальном мелководном морском бассейне, по-
вышенной солености в западной части и более пресном — в восточ-
ной. В соответствии с этим нижняя часть формации (ассельско-артин-
•ские отложения) представлена двумя типами разрезов: западным —
известняково-доломитовым с подчиненными прослоями гипсов и ангид-
ритов мощностью до 300 м и восточным с преобладанием органогенных
известняков и песчано-глинистых отложений мощностью 2б0—400 м.
В западной части Предуральского краевого прогиба он переходит в ри-
•фовые известняки и песчано-глинистые отложения. В верхах разреза
(кунгурский ярус) повсеместно появляются прослои гипса и ангидрита
мощностью до 80—100 м, галит, карналлит и другие легкорастворимые
•соли.
Доломиты представлены хемогенными и органогенными разностя-
ми, в различной степени пористыми и кавернозными. В невыветрелом
•состоянии это плотная крепкая порода с временным сопротивлением
раздавливанию около 1000-10s Па. Пористость нх обычно не превышает
15—20%. У известковых доломитов за счет выщелачивания кальцита
-она резко возрастает и, по данным Н. В. Родионова (1958), достигает
40%. Временное сопротивление раздавливанию пористых доломитов
250-10®—300-105 Па. При дальнейшем выщелачивании порода превра-
щается в доломитовую муку. Известняки представлены хемогенными,
•органогенными, кремнистыми и доломитизироваиными разностями. Мес-
тами они кавернозны и разрушены до состояния карбонатных брекчий
и известняковой муки. По прочности уступают доломитам. Временное
•сопротивление сжатию для нсвыветрелых кристаллических разностей не
превышает 900-105 Па, для пелитоморфных и оолитовых колеблется
•от 350-105 до 500-105 Па.
Мергели — порода с полукристаллическими связями, механическая
прочность которой изменяется от 50-105 до 400-105 Па и зависит от
•степени карбонатности. Мергели отличаются высоким водопоглошением
и быстро разрушаются при многократном замораживании. В процессе
выщелачивания мергелей их прочность на раздавливание снижается до ,
-30% (данные ПНИИИСа, 1961).
Гипс является мягкой породой, прочность которой иа раздавлива-
ние зависит от структурных особенностей, степени закарстованности и
трещиноватости. Временное сопротивление раздавливанию плотных не-
трещниоватых разностей колеблется от 5-10® до 15-Ю5 Па. В зоне цир-
253

куляции подземных вод и особенно в зоне интенсивной трещиноватости
пород гипсы обычно сильно закарстованы. Ангидрит значительно плот-
нее и прочнее. Объемная масса его достигает 2,5—2,7 г/см3, прочность
иа раздавливание — 1000Ю5 Па и более. Калийные'еецти образуют
крупнозернистую породу со средней плотностью 2,15 г/см3? Они обла-
дают повышенной способностью к залечиванию трещиноватости, однако
в выработках Соликамского рудника известны случаи обрушепия кров-
ли, сложенной карналлитом. Для солей более характерна пластическая
деформация, нежели хрупкое разрушение.
Водообильность* пород формации неравномерна, характерный дебит
родников из мергелей составляет 0,5—2 л/с, из карстующихся карбо-
натных и сульфатных пород колеблется от нескольких литров в секунду
до 700 л/с. С глубиной водообильность пород снижается и ниже зоны
свободного водообмена не превышает I—3 л/с. Химический состав вод
пестрый. В области развития карбонатных пород развиты гидрокарбо-
натные и гидрокарбонатно-сульфатные воды с минерализацией до
1,0 г/л. В области развития сульфатных пород сульфатные воды с мине-
рализацией до 3 г/л.
Породы карбопатпо-терригенной формации уфим-
ского и казанского ярусов поздней перми выходят на по-
верхность на юге Бугульминско-Белебеевской возвышенности и в Вол-
го-Вятском плато. Здесь они представлены ритмично построенной тол-
щей преимущественно терригенных осадков мощностью от 50 до 400 м.
В разрезе наблюдается 8 ритмов. В основании каждого из них залега-
ют песчаники, выше по разрезу переслаивающиеся с алевролитами,
верхнюю часть ритма образуют глины и аргиллиты с прослоями извест-
няков.- Преобладают в разрезе глины и алевролиты. Глины карбонат-
ные, аргпллитоподобные, твердой и полутвердой консистенции, харак-
теризуются высокой плотностью, которая увеличивается с глубиной. Их
физические свойства подробно изучены при проектировании ряда ГЭС
и других сооружений (табл. 53).
Штамповые испытания в Уфе показали модуль общей деформации
аргиллитоподобных глин, содержащих прослои известняков и песчани-
ков 210- 10s Па, а по компрессионным — 260-105 Па. Модуль деформа-
ции глинистых пород, по данным компрессионных испытаний, в различ-
ных пунктах изменяется от 130-105 Па (Верхнекамская ГЭС), до
300*105 Па (г. Белебей).
Песчаники мелко- и среднезернистые с глинисто-известковистым
цементом, часто косослоистые, различной платности и крепости. Объем-
ная масса скелета изменяется от" 1,9~цо~2,3б_г/см^^стественная влаж-
ность 6—11%; водопоглощепие 3^4О%.~Врёменное сопротивление раз-
давливанию крепких, не затронутых выветриванием песчаников района
проектируемого Печоро-Колвннского канала в среднем 800-105 Па при
естественной влажности и 600-10s Па после водонасыщения. Модуль
Рис. 44. Схематическая карта распространения формаций и комплексов четвертичных
и дочетвертичных отложений и схематический геологический разрез Волго-Уральской
антеклизы.
Четвертичные и неогеновые отложения: 1 — аллювиальные плейстоценовые и голоцено-
вые (а 1 — IV); 2 — полшенетические покровные средне- и верхнеплейстоценовые
(pr II—III) (только иа разрезе); 3 — днепровская морена (g II d); 4 — водно-леднико-
вые днепровские (/, lg 11 d); 5 — аллювиальные, озерные и морские акчагыльского яру-
са (Nz). Формации допеогеновых отложений: 6 — терригенная краспоцветная поздней
перми (PjO; 7 карбонатно-терригенная поздней перми (PtU+kz); К — laaorenBO-
карбонатпая ранней перми (Pt). 9— карст в карбонатных породах; 10 — карст в гало-
генных породах; 11—оползни; 12 — границы между формациями и комплексами
255
Таблица 53
Основные показатели физических свойств порок карбонатно-терригенной формации
Пункт опробования	Показатели пластич- ности. %		Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
	нижний предел	число пла- стичности	влажной породы	скелета		
		Глины				
Нижнекамская ГЭС....	22 “(100)	18 -^(1°°)	2,14 5ПК<113>	1,75 оТо<',3)	0,54 0^<1|3>	-у(ПЗ) о
Верхнекамская ГЭС....	20 -7(54) О	20,. -(54) 4	%™	^(54) 0,34* '	0,52	
г. Уфа . . 			20 -7(96) О	^(96)		1,65	0,68 о75<°4>	-у(96> V
Пермская ГЭС			1(11)			0,72 ^(12)	-у(12)
	Алевролиты					
Пермская ГЭС		23 -7(17)	>)			0,58 „ ^(*6	22 , — (17>
Нижнекамская ГЭС ....	22	^(70)		1,80,	0,51 мз(63'	-у(76)
Верхнекамская ГЭС . . . .	23 -9(6О £	^(61)	2,28 ... ОЛ1<6,)	2,05,.	0,35 „ о^'43’	О
Печорско-Колвинскмй канал	22 -з(7)		2,30 -^-(19)	2,10 йа<15>	-i—(8) 0,06V ’	“(20)
Примечание.'См. табл. 17.
общей деформации выветрелых песчаников по штамповым испытани-
ям 420-105 Па (г. Белебей).
Породы карбонатпо-терригенной формации трещиноваты. По дан-
ным Г. В. Чарушина, наиболее трещиноватыми являются глины, мерге-
ли и алевролиты, далее идут песчаники, затем известняки и доломиты.
Водообильность толщи неравномерная. Дебиты источников из водо-
носных песчаников достигают 10—15 л/с, снижаясь в алевролитах до
1 л/с. Химический состав вод весьма пестрый — от гидрокарбонатных
до хлоридных, а минерализация изменяется от долей до 30 г/л. На от-
дельных участках воды обладают сульфатной агрессивностью.
Терригенная красноцветная формация татар-
ского яруса поздней пермн представлена глинами, алевролита-
ми и песчаниками с подчиненными прослоями аргиллитов, мергелей и
известняков (преимущественно в низах разреза). Общим для пород
формации является укрупнение зернистости, уменьшение карбонатности
в восточном направлении и уменьшение мощности от 400 м на востоке
до 100 м на западе. Красноцветные породы слагают обширные водораз-
делы, вскрываются в эрозионных врезах и являются естественным ос-
нованием многих сооружений. Преобладающими породами формации
являются в различной степени опесчапснпые и известковистые глины
твердой и полутвердой консистенции. По_физическнм свойствам глинис-
£56
Таб лиц-a- 34
Основные показатели физических свойств глинистых пород континентальной
красноцветной формации
Пункт опробования	Показатели пластич- ности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
	нижнвй предел	число пла- стичности	влажной породы	скелета		
Куйбышев		у (61)	23 у (61) О	1,88		0,78 -^-(61) 0,07v 1	1 >•4 S
Ижевск			т(40)	—	—	—	^(40)
Йошкар-Ола		у(127>	23 -^(127) О	—	—	—	26 -(124Х О
Чебоксарская ГЭС		у(79)	у(79)	2,09 ^7(83>		0,76	2->)
Воткинская ГЭС (невыветре- лые)	у(287)	У(287)	2,18 ойо<692)		—	^(757>.
Там же (выветрелые) ....	-^-(86)	—	—	—	0.53 ST/343’	3(163Х
Йошкар-Ола		Г-(Э0) 10	'	у(3°)	—	—	—	23 >30) «Л
Ижевск		20 у(*з) 4	т(43)	—	—‘	—	у(41>
Примечание. См. табл. 17.
тые породы весьма неоднородны, что объясняется пестротой н изменчив
востью их литологического состава (табл. 54). Так, в районе Чебоксар'
ской ГЭС число пластичности глин изменяется от 17 до 44; объемная
масса — от 1,83 до 2,33 г/см3; коэффициент пористости — от 0,33 до
0,94. Аргиллиты, залегающие в основании Воткинской ГЭС, проявили
способность к набуханию до 6—14%. В естественных массивах глинис-
тые породы достаточно водоустойчивы и не относятся к размокаемым.
Изменчивость физических свойств глин сказывается и на их механиче-
ских характеристиках. Так, угол внутреннего трения изменяется от 17
до 2Г, сцепление — от 0,22-105 до 0,60-105 Па (Чебоксарская ГЭС,
Ижевск); компрессионный модуль общей деформации глин — от 50-1О5
до 200-105 Па (КуйбышевгИжевск).
Водообильность пород формации различна. Весьма водообильны
прослои известняков, где дебиты родников 1—5 л/с; менее обводнены
песчаники и алевролиты, дебиты соответственно 0,5—3,5 л/с и 0,8—
1,5 л/с. В трещиноватых зонах (районы сводовых поднятий) дебпты род-
ников возрастают до 40 л/с. Воды пестрого химического состава с ми-
нерализацией до 1 г/л, неагрессивные.
Верхиеальпийский структурный этаж представлен комплексом ал-
лювиальных, озерных, морских, водно-ледниковых и покровных отложе-
ний, накоплению которых предшествовал длительный период денуда-
ции древнего рельефа, начавшийся с раннего мезозоя и продолжавший-
ся почти до конца неогена.
257
Наиболее древними отложениями являются разнофациальпые
осадки акчагыльского времени, выполняющие эрозионно-тек-
тоническую депрессию на левобережье Волги шириной 100—200 км, про-
тягивающуюся от южной границы региона до устья Камы. За ее преде-
лами отложения акчагыла прослеживаются только по палеодолинам
крупных рек.
Отложения акчагыльского возраста включают аллювиальные, озер-
ные и морские осадки. Большую часть толщи слагают аллювиальные и
озерные отложения кинельской свиты, которые выполняют глубокие и
узкие погребенные долины. В основании свиты развиты аллювиальные
пески с гравием, галькой, с прослоями щебня, суглинков и глин общей
мощностью 5—30 м. Выше залегает мощная толща пород (до 200 м),
в составе которой 80% глин. Для нее характерно ритмичное чередова-
ние аллювиальных известковистых глин с линзами алевритов и мелко-
зернистых песков и озерных некарбонатных тонкослоистых глин. Выше
устья Камы большую часть разреза слагают аллювиальные среднезер-
нистые пески мощностью до 100 м, местами с включением гравийно-
галечного материала (Башлев, 1971).
Морские отложения распространены шире, чем континентальные.
Онн встречаются не только в палеодолинах, но и на невысоких между-
речьях. В долине Волги между устьем Камы и Казанью они выклини-
ваются, замещаясь озерно-лиманными осадками. Среди морских отло-
жений преобладают известковистые глины с подчиненными прослоями
мелкозернистых песков. На междуречьях в южной части региона мес-
тами встречаются прибрежно-морские пески с гравием и галькой. Вверх
по разрезу морские глины переходят в лиманные и озерные — зелено-
вато- и темно-серые неизвестковистые, с редкими прослоями мелкозер-
нистых песков и на отдельных участках бурых углей. Глины кинельской
свиты явились основанием сооружений ГЭС им. В. И. Ленина и Нижне-
aamvKvn ГЗС. Данные о физико-механических свойствах пород акча-
гыльского яруса приведены в табл. 55, 56 и 57.
Таблица 55
Основные показатели физических свойств глин акчагыльского яруса
(средние значения)
Показатели
пластичнос-
ти. %
Пункт опробования и генезис глин
Нижнекамская ГЭС
аллювиальные озерные.................
аллювиальные н озерные...............
ГЭС нм. В. И. Ленина
аллювиальные и озерные...............
г. Чистополь морские.............  .
112	27	23	2,01	1,60	0,72	26
404	31	25	1,96	1,53	0,78	28
516	30	25	1,97	1,54	0,77	28
413	25	29	1,99	1,56	0,76	27
22	23	22	1,97	1,57	0 72	24
Водообильность пород комплекса определяется их вещественным со-
ставом. Расход родников из песчаных и гравийно-галечных отложений
изменяется от 0,3 до 12,0 л/с. Воды в основном гидрокарбонатные каль-
циевые или натриевые, пресные, в областях разгрузки нижнепермских
отложений минерализация их возрастает до 2 г/л.
258
Таблица 56
Основные показатели прочностных свойств кинельских глин в районе Нижнекамской ГЭС (по А. И. Башлеву, 1967)						
условия опыта	Сдвигающее усилие, при даплеиии:				Угол ваут* реннего трена я» градус	Сцепление, 10» Па
	110» Па	310» Па	5-10* Па	7,10* Па		
Медленный сдвиг с предварнтель-	1,03—1.46	Глин 1,68—2,14	ы озерные 2,33—2,82	2,98—3,51	18—19	0,70—1,12
ным уплотнени- ем	1,26(И)	1,91(11)	2,57(91)	3,22(36)	18	0,93
Быстрый сдвиг без	1,33—1,87	1,68—3,31	2,03—2,79	2,38—3,27	10—13	1,15—1,60
предварительно- го уплотнения	1,64(4)	2,07(7)	2,50(108)	2,94(31)	12	1,42
Медленный сдвиг с предварнтель-	1,00—1,38	Глины 1,71—2,07	аллювиалыи 2,42—2,77	де 3,13—3,46	19—20	0,64—1,03
ным уплотнени- ем	1.16(2)	1,87(2)	2,57(13)	3,27(11)	19	0,81
Быстрый сдвиг без	1,30—1,85	1,65—2.45	1,83—3,04	2,05—3,64	6-17	1,28—1,55
предварительно- го уплотнения	1,33(3)	2,22(4)	2,61(24)	3,00(10)	11	1,34
Примечание» В числителе даны нижний и верхний пределы, в знаменателе—сред-
нее арифметическое, в скобках—число определений.
Таблица 57
Основные показатели сжимаемости глин кинельской свиты в районе Нижнекамской ГЭС
(по А. И. Башлеву, 19«7)
Показатели	Интервалы нагрузки, ]№ Па				
	0-1	2—3		6—7	11—12
Коэффициент сжимаемости, 10~s Па-1,	0,020	0,008	0,007	0,007	0,007 '
	0,011	0,006	0,006	0,003	0,008
	11,2	24,7	32,0	40,4	60,1
Модуль осадки, мм/м	  .	6,5	15,2	21,1	25,2	43,4
Модуль общей деформации, 10s Па . ,	39	218	247	245	240
	155	231	418	555	204
Примечание. В числителе—«верные глины по данным67 компрессионных испыта-
ний, в знаменателе—аллювиальные глины по данным 21 испытания.
Водно-ледниковые отложения днепровского воз-
раста развиты в северной и северо-западной частях региона, в преде-
лах Волго-Ветлужской и Марийской низменностей, в бассейнах Вятки и
Верх. Камы, где покрывают обширные и сравнительно невысокие водо-
разделы. Они представлены флювиогляциальными песками с редкими
прослоями и линзами в низах разреза глинистых озерно-ледниковых об-
разований. Отложения часто перекрыты маломощным чехлом покров-
259
пых суглинков. Мощность водно-ледниковой толщи колеблется от I—2
иа междуречьях до 15—20 м на нридолинных участках (обычно 5—7 м).
Флювиогляциальные отложения представлены кварцевыми песками
разной степени дисперсности с преобладанием мелко- и среднезернис-
тых, иногда пылеватых. В песках содержится непостоянное количество
гравия, гальки и валунов различного состава и степени окатанности.
Как правило, пески средней плотности и плотные. Объемная масса их
изменяется от 1,70 до 2,07 г/см3; объемная масса скелета — от 1,46 до
1,30 г/см3; коэффициент пористости 0,40—0,63. Угол внутреннего трения
17—35°. Параметр линейности песков при нагрузке 3U05 Па (при ес-
тественной влажности изменяется от 0,035-10s Па (г. Воткинск) до
0,32* 105 Па (Горький). Модуль общей деформации варьирует от
110-10® Па для пылеватых песков до 350*105—330-105 Па для мелко-
зернистых. Водообильность песков непостоянна и обусловлена их со-
ставом. Коэффициент фильтрации изменяется от 1 до 9 м/сут. Воды гид-
рокарбонатные кальциевые с минерализацией 0,2—0,4 г/л, неагрессив-
ные по отношению к бетону.
Глинистые породы имеют резко подчиненное значение и представ-
лены в основном суглинками, преимущественно тугопластичными. Со-
противление суглинков сдвигу с предварительным уплотнением харак-
теризуется сцеплением 0,19* 10s—0,32-I05 Па и углом внутреннего тре-
ния 20—34°. Модуль общей деформации колеблется от 100*10® -230Х
ХЮ5 Па.
Покровные отложения плейстоценового возраста
широко развиты на междуречьях, склонах долин и высоких речных тер-
расах. Преобладают элювиально-делювиальные супеси и суглинки, из-
редка глины, сильно видоизмененные процессами облессования и поч-
вообразования. Для них характерны лессовидный облик, макропорис-
тость и нередко просадочность. Мощность отложений изменяется от 1 м
Таблица 58
Основные показатели физических свойств покровных суглинков
Пункт опробования	Показатели пластая- поста, %		Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
	ннжннй предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета грунта		
г. Павловск на Оке ....	“(10)	“(Ю)	5>	1,59 5Т"О)	0,71 5л(,0)	22 -т-(Ю) 4
Горький 		“(34)	77(34)		—	0,90 03»"°’	-VW
Там же		“(13)	“(13)	1,88 77(12)	77(12)	“(12)	77(13)
Чебоксары		-у(75)	“(75)		1,52 5Л5'7”	0,74	22 -Г(75) 0
Там же		“(58)	77(58)	1,80 -Ч“(56) 0,1 ' ’	1,56 о—'56’	0,72 5л*56’	“(56)
Благовещенск			*“(17) X	1,79 5л"”	—	0,85 5л"7’	“(17) О
Примечание. См. табл. 17.
560
на водоразделах до 20 м на склонах крупных долин, а в Башкирии до-
стигает 50 м. Суглинки содержат в среднем 15—20% песчаных частиц,
около 60% пылеватых и около 20% глинистых. Встречаются также го-
ризонты погребенных почв. При выветривании в обрывах породы часто
образуют столбчатую отдельность. Они легко и быстро размокают в
воде. Коэффициент пористости превышает 0,58, часто достигая 0,85 —
0,90. Естественная влажность суглинков 10—23%. В районах Горьков-
ского, Чебоксарского и Казанского Поволжья покровные отложения
^представлены легкими суглинками и тяжелыми супесями (табл. 58) ха-
рактерного желтовато- илн буровато-палевого цвета с четко выражен-
ными признаками лессовидности (макропористость, столбчатая отдель-
ность и др.) и просадочными свойствами. Коэффициент просадочности
лри нагрузке 3* Ю5 Па изменяется от 0,035 до 0,112.
Прочностные и деформационные характеристики лессовидных про-
осадочных суглинков приведены в табл. 59. Модуль общей деформации
лри нагрузке до 2* 1СР Па по штамповым испытаниям изменяется от
120-Ю5 до 210-Ю5 Па.
Обводненность пород комплекса незначительна и имеет спорадиче-
ский характер. Дебит родников не превышает 0,01—0,5 л/с. Воды прес-
Таблица 59
Прочностные н деформационные свойства покровных отложений
Пункт опробования	Породы	Коисолндярстяяяый едонг		Показатели сжшаемоств по данным компрессионных нспыгяияй при нагрузках 110»—210» Па	
		угол внут- реннего тре* нкя, градус	сцепление, 10» Па	модуль общей деформации. 1(г Па	коэффициент сжимаемости, Ю"5 Па~1
При естественной влажности
г. Павловск иа Оке ....	суглинки		0,08 0Д5<Г>	141 ,-ч 49	<М32(7) 0,01 4 7
Горький 		то же		0,43 оЛ?(9)	123 -5Г<15»	^(15) 0,03 1 '
Чебоксары		то же	-у(бб)	0,27	^-(62)	-*•
Благовещенск		то же	22 —(12) 4	0,43 М9(|2’	60 V"6'	™35(16 0,02 1
Горький		супесь	20 — (9)	^(9)	^-(S)	—
Чебоксары		то же	>)	0,30 „ W31’		—
	При	водонасыщен ии			
Горький		’суглинки	—			0,08 ^(|5>
Там же		супесь	1 |й сл	2^(5)	—	—
Примечание. См. таС	>л. 17.				
261
ные с минерализацией 0,5—0,7 г/л. Местами из-за подтока минерализо-
ванных вод из нижележащих пермских отложений отмечается повыше-
ние минерализации. По химическому составу воды преимущественно-
гидрокарбонатные кальциевые, как правило, неагрессивные по отноше-
нию к бетону.
Покровные отложения могут служить надежным основанием со-
оружений любого класса при условии предохранения их от замачива-
ния в процессе строительства и эксплуатации.
АХдювиа л ьные отложения наиболее полно представлены
в долинах Волги, Камы и их притоков.
Плиоцен-нижнеплейстоценовый аллювий слагает цокольную V над-
пойменную террасу Волги высотой 70—90 м. В верхней части долины
Средней Волги она погребена под ледниковыми отложениями. Ниже да
устья Камы в строении террасы преобладают мелко- и тонкозернистые
пески с песчапо-гравийно-галечным горизонтом в основании мощностью
3—4 м, залегающие под покровными суглинками (6—10 м). Мощность
аллювия колеблется от 20—50 м в центральной части террасы до 5—
15 м у тылового шва. Между устьем Камы и Куйбышевом она возрас-
тает до 90 м. На этом участке в верхней части paaywu (до 50 м) пре-
обладают супеси и суглинки с прослоями песков что, по-видимому, свя-
зано с подпруживающим влиянием апшеронскои трансгрессии Каспий-
ского моря.
Нижнеплейстоценовый аллювий (венедская свита, по Г. И. Горец-
кому, 1966) залегает ниже меженного уровня Волги и Камы на 15—
40 м в виде мощной (20—40 м, местами до 50 м) погребенной толщи.
В основании его развиты отложения базальной фации — разнозернис-
тые пески со значительным содержанием гравия и гальки (3—8 м).
Большую часть разреза слагают пески пристрежневой и пляжевой фа-
ций с преобладанием среднезерпистых, а в кровле — мелкозернистых.
Среди них встречаются линзы иловатых глин старичной фации. В кров-
ле отложений на отдельных участках, где они не размыты, залегает пой-
менный аллювий — суглинки и глины с прослоями песков.
Среднеплейстоценовые аллювиальные отложения слагают наиболее-
четко выраженные, широкие (20—30 км, местами до 50 км) днепров-
скую (IV) и московскую (III) надпойменные террасы, прослеживаю-
щиеся от границ распространения соответствующих оледенений: мос-
ковская — ниже устья Унжи, днепровская — ниже устья Ветлуги. Вы-
ше террасы переходят в поверхность придолинных зандров. В области
распространения днепровской террасы московская терраса сливается
с ней н как самостоятельный уровень в большинстве случаев не выде-
ляется. Средняя высота пад рекой московской террасы 25—35 м, объ-
единенной — 40—60 м (до 70—75 м).
Аллювий обеих террас состоит из двух наложенных друг на друга
толщ общей мощностью 50—100 м (Шанцер, 1951; Малышева, 1973).
Нижние толщи формировались в межледниковья и имеют строение,
близкое к строению венедского комплекса. Верхние толщи сложены кон-
стративным аллювием перигляциального типа. В составе аллювия пре-
обладают мелко- и тонкозернистые, часто пылеватые пески с прослоя-
ми супесей и суглинков, изредка с линзами гравия и мелкой гальки.
Укрупнение обломочного материала к основанию толщ почти не про-
исходит. По контакту нижней и верхней толщ местами прослеживается
маломощный гравийно-галечный горизонт. Мощность верхней толщи
возрастает вниз по долине Волги от 10—20 м в Марийском Заволжье
до 40—70 м в районе Куйбышев—Саратов. В том же направлении уве-
личивается количество и мощность “прослоев глинистых пород в верхней
262
части разреза. На границе с Прикаспийской впадиной (район Сарато-
ва) срсднсплсйстоцеповыс аллювиальные отложения погружаются под
верхнеплейстоценовые.
Верхнеплейстоценовые отложения слагают калининскую (II) и ос-
ташковскую (I) надпойменные террасы. Русловой аллювий обеих тер-
рас состоит почти полностью из однородных мелкозернистых песков,
формирование которых происходило в псригляциальной зоне верхне-
плейстоценовых оледенений на значительном удалении от границы рас-
пространения материковых льдов и без существенного участия осадков
талых ледниковых вод. Пойменный аллювий образует прерывистый и
маломощный (1—4 м) чехол, состоящий из супесей и суглинков с про-
слоями пылеватых песков и местами торфа. Линзы глинистых пород
старичной фации встречаются редко. В основании разреза залегает ба-
зальный горизонт небольшой мощности (1—3 м), представленный раз-
яозернистыми, преимущественно крупнозернистыми песками с гравием
и галькой. Общая мощность аллювия 20—40 м. В долинах Волги и Ниж-
ней Камы пески в разрезе террас составляют до 90%. В приповерхно-
стной зоне они подвержены перевеванию. Мощность эоловых накопле-
ний достигает 10—12 м. Ниже устья Камы в строении верхней части
разреза аллювиальной толщи возрастает роль глинистых пород.
Голоценовые аллювиальные отложения в отличие от средне- и
верхнеплейстоценового псригляциального аллювия четко разделяются
на фации, характеризуются большой мощностью базальною слоя (2—
5 м) и пойменных осадков (до 6—8 м), большей крупностью русловых
лесков пристрежневой фации (преобладают средпезернистые) и более
частой встречаемостью старичных отложений. Средняя высота поймы
6—10 м, мощность аллювия 15—25 м.
Гранулометрический состав аллювиальных песков приведен в
табл. 60. Осадкам каждой фации свойственна своя плотность сложения,
определяющая несущую способность песков. Преобладающие значения
модуля общей деформации по результатам штамповых испытаний для
тонкозернистых и пылеватых песков пойменного аллювия 120-105—
130-105 Па, для мелко- и среднезернистых песков пляжевой и пристреж-
невой фаций 160-105—300-105 Па, для песчано-гравийно-галечных отло-
жений базальной фации — 330- 10s—600-1О5 Па. Еще резче эти различия
проявляются у разновозрастных отложений, формировавшихся в меж-
ледниковья в умеренном поясе и в эпохи оледенений — в псригляциаль-
ной области.
Физические и механические свойства глинистых пород зависят от
фациальной принадлежности, возраста осадков и глубины их залега-
ния. Значительное увеличение степени уплотненности и уменьшение
сжимаемости осадков наблюдается с увеличением их возраста. У глин
и суглинков среднеплейстоценового перигляциального аллювия величи-
на объемной массы скелета в среднем 1,5--1,7 г/см3, а у пойменных
осадков голоцена 1,3—1,5 г/см3. Наиболее распространенные средние
значения объемной массы скелета старичных отложений голоцена 1,0—
1,3 г/см3, а у средне- и нижнеплейстоценовых 1,5—1,6 г/см3 (табл. 61).
Водоносность пород комплекса также зависит от их фациальной
принадлежности. Коэффициент фильтрации русловых песков 0,02—
4 м/сут, реже до 20 м/сут, песчано-галечных отложений базального го-
ризонта 30—40 м/сут; наибольшие значения характерны для аллювия
рек бассейна Камы (соответственно 0,4—97 и 45—20 м/сут).
Удельные дебиты скважин в аллювиальных отложениях обычно изме-
няются в пределах 0,4—8 л/с, дебиты источников 0,3—0,5 л/с. Минера-
лизация грунтовых вод 0,1—0,5 г/л, чаще 0,3—0,4 г/л. Преобладают
263
	Характеристика аллювиальных песков Волги и Камы											Таблица 60	
			Содержание фракций. %										
Пункт опробования	Геологи- ческий индекс	Количест- во опре- деленна	более 2 ми	2-0,5 мм	Он— 0,25	0.25— 0,1 мм	0,1— 0,05	0,05- 0,005	менее 0,005	Действую- щий диа- метр. мм	Контроли- рующий диаметр, мм	Коэффи- циент не- однород- ности	Объемная масса ске- лета, г/см’
					ММ		ММ	ММ	мм				
				Пойменный аллювий									
Чебоксарская ГЭС		QjV	5	——	—	7,2	47,7	32,7	9,4	3,1	0,05	0,13	2,5	1,57(8)
ГЭС им. В. И. Ленина		Qiv	7	—	0,1	4,4	74,0	21,5	—	—	0,06	0,18	3,0	1,55(29)
	F	•условой a.	илювий	умерен	НОГО П(	>яса, п]	>истрея	сневая	фация				
Горьковскаи ГЭС		Qiv	190	1,52	7,09	21,9	29,7	29,4	3,4	0,52	0,07	0,30	4,3	1,67(22)
Чебоксарская ГЭС		Qi	58	3,7	10,1	28,9	21,1	38,2	3,3	1,2	0,08	0,63 0,41	7,0	—
	Qiv	44	8,5	21,3	39,4	27,6	2,8	0,4	0,1	0,13		3,2	—-*
	Qu	16	4,6	13,2	48,8	27,5	5,5	0,4	—	0,13	0,40	3,1	—
ГЭС им. В. И. Ленина	Qiv	105	8,9	5,8	50,0	33,5	1,8	1,8	1,8	0,14	0,38	2,7	1,61(375)
	Qn	205	5,2	8,4	44,5	39,6	2,3	2,3	2,3	0,14	0,35	2,5	1,64(63)
	Qi	125	6,4	9,0	40,0	41,5	3,1	3,1	3,1	0,13	0,41	3,1	т
Нижнекамская ГЭС		Qiv	56	15,1	2,8	31,6	41,9	7,7	0,7	0,2	0,11	0,30	2,7	
				Пля;	кевая	фация							
Чебоксарская ГЭС		Qiv	83	0,1	3,7	23,0	62,9	8,3	1,3	0,7	0,09	0,23	2,4	1,59(11)
ГЭС им. В. И. Ленина		Qiv	265	0,4	0,9	37,8	59,0	1,9	1.9	1.9	0,13	0,23	1,8	1,57(386)
Нижнекамская ГЭС		Qiv	16	3,2	1,1	.20,3	49,1	22,1	3,0	1,2	0,06	0,18	2,8	• •
базальная фаийй
Чебоксарская ГЭС		Qiv	5	19,6	30,3	31,7	17,0	1,4	—	—	0,16	0,66	4,2	м2
ГЭС им. В. И. Ленина		Qiv	120	36,0	10,6	36,9	15,8	0,7	0,7	0,7	0,16	0,55	3,5	1,65(152)
	Qn	31	20,8	18,8	35,3	22,8	1,8	1,8	1,8	0,15	0,48	3,2	—
	Qi	26	42,5	18,7	11,9	26,3	0,6	0,6	0,6	0,08	0,81	10,1	—
Нижнекамская ГЭС		Qiv	35	49,8	8,5	22,8	13,9	4,8	0,2	—	—	—	—	—
		Русловой аллювий перигляциальной области											
Горьковская ГЭС		Qii	18	0,1	8,3	22,7	35,2	29,0	6,7	2,1	0,06	0,18	4,7	
Чебоксарская ГЭС		Qju	ИЗ	—	0,5	10,0	74,0	12,4	3,2	0,9	0,09	0,17	2,2	1,61(10)
	Qii	26	0,21	4,8	18,9	31,7	13,4	30,9	30,9		0,17	—	1,67(31)
Казань		Qii	25	—	2,1	29,3	40,7	28,6	28,6	28,6	——	0,20	—	1,73(25)
ГЭС им. В. И. Ленина		Qii	25	—	0,5	15,3	51,6	16,4	16,2	—	•—	0,17	—	—•
Нижнекамская ГЭС		Qii	25	—	0,5	19,3	51,5	16,3	9,3	3,1	0,03	0,18	6,9	
Примечание. В скобках дано число определений.
Таблица 61
Основные показатели физических свойств глинистых пород аллювиального комплекса
Пункт опробования	Геологи- ческий индекс	Показатели пластично- сти, %		Объемная	масса, г/см9	Коэффи- циент по- рнстосш	Естествен- ная влаж- ность, %
		нижний предел	число плас- ТИЧпо- сти	влажной породы	скелета грунта		
			Глины				
Горьковская ГЭС	QnrPr	3(61)	21 3(61)	77(61)	73(61)	0.82 77(61)	27,5 -3(61>
	Q?vst	^(17)	29 1',7>	^<•7)		1,36 „ — (17)	47,0 -Й<|7>
Чебоксарская ГЭС	QIV lb—st	ьэ	со S 1сч			2,85 л м'32»	^(32> 94,9 Л
	Qiv s‘	>)	22 3(13)		%™	0,95 7i(,4)	35,8 о,Э
Нижнекамская ГЭС	Qiv Pr		28 3<13) 4			0,98 51Т(13>	32,8 —з(,3>
	Qin Pr		25 3(8) 5		о>	^(8) 0,07' 1	^(3> 2,9'
Нижнекамская ГЭС	Qrvst	CO СЧ sT*	32 П<23)			1,65 -^-(ЗО)	77,0 ^т>
	Qu pg'	^(30) о	7<30)	2,02 „ „ Mi(M)	1,63 м5<эо>	0,67 М7(Э0)	23,4 Т5(3“>
ГЭС им. В. И. Ленина	Qiv pr	7(86)	23,0’ 77(86)	73(86)	7^(86)	77(86)	“<86>
	Qiv si	3(33)	22,0 77(33)	77(33)	77(33)	1,34 73(33)	48,6 77(33)
	Qiyst	3(49)	21,0 77(49)	77(49)	1,33 77(49)	1,06 77(49)	39,0 T3"(49>
	Qn st	1 IS 4»»	3(54)	1,98 _ 77(54)	1,55 77(54)	0,77 , 73(54)	27,8 77(54)
	Qi st	3(16)	3(16)	2,02 77 (16)	77(16)	0,68 73(16)	24,6 77(16)
		c	углинки				
г. Казань	Qn Pgi	3(25)	3(25)	>>	1*(И> 0 09	0,80 —(24) 0,12	19.5 v Т7,и>
Нижнекамская ГЭС	Qn P»1	3<30)	3(з°)		1,62	0,67 — (30) 0,07' '	21,5
266
Продолжение табл. 61
Пункт опробования	Геологи- ческий индекс	Показатели пластично- сти, %		Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность. %
		ннжпнб предел	число плас- тично- СТ1Ц	влажной породы	скелета грунта		
Нижнекамская ГЭС	QjV st	1<24)			1,33 -1—(24) 0.1Г '	0,38 о^(24>	>>
ГЭС нм. В. И. Лепина	Qu Pgl	Ю(16)	^(16)	>>	1,50 —(16) 0,04К ’	0,80 <мв(|в>	>>
т. Казань	QiiPgl	^(!6)	Супеси -|(16)			0,61 О712<15)	>>
Примечание. См. табл. 17. рг—пойменная фация, st—старичная фация, 1b—st бо*
лотно-старичная, pgl—перигляциальный аллювий.
гидрокарбонатные кальциевые воды (долина Болги) и магниево-каль-
циевые, в Приуралье встречаются сульфатно-гидрокарбонатные воды.
Воды, как правило, неагрессивны.
Гидрогеологические условия
Широкое развитие в регионе осадочных пород верхнего палеозоя
предопределило повсеместное распространение трещинно-карстовых,
трещинно-пластовых и трещинно-грунтовых вод.
В Волго-Камской области подземные воды приурочены преимуще-
ственно к терригенным толщам татарского и казанского ярусов. Преоб-
ладание в их составе глинистых водоупорных пород, фациальная не-
выдержанность водовмещаютцих осадков приводят к спорадическому
распространению нескольких (до пяти) водоносных горизонтов. Они ха-
рактеризуются формированием трещинно-грунтовых и трещинно-пласто-
вых вод с глубиной залегания от нескольких до 20—30 м. Ниже нахо-
дится зона развития напорных трещинно-пластовых вод с возрастанием
пьезометрических напоров и в западном направлении. Водообильность
пород охарактеризована при описании отложений терригенной форма-
ции. Воды преимущественно гидрокарбонатно-кальциевого состава с
минерализацией до 1 г/л, а в пестроцветных породах — сульфатио-иат-
риевые с минерализацией от 1,5 до 4,5 г/л, редко до 6 г/л. Мощность
зоны сульфатных вод в северных районах редко превышает 50 м, к югу
увеличивается до 150 м.
Для Предуральского прогиба характерны пластово-трещинные (на-
порные), реже карстовые воды, залегающие на глубинах от 30 до 100 м.
Воды верхней части разреза грунтовые с преобладающей глубиной за-
легания до 10 м. Водообильность пород определяется их закарстоваи-
ностью и изменяется в широких пределах (дебиты родников колеблются
от 0,1 до 27,0 л/с и более). По составу подземные воды в верхней части
разреза преимущественно гидрокарбонатные с минерализацией до
0,5 г/л; иа участках развития гипса и солей гидрокарбоиатпо-сульфат-
ные кальциевые и сульфатные кальциевые с минерализацией до 2 г/л.
267
В пределах Башкирского свода преобладают карстовые воды с глу-
биной залегания от 30 до 80 м, приуроченные к породам галогенно-кар-
бонатной формации. В районах распространения карстующихся пород,
режим подземных вод непостоянный и зависит от атмосферных осадков.
Амплитуда колебаний уровней — несколько метров, дебитов — до де-
сятков метров в секунду.
Грунтовые воды в четвертичных отложениях связаны с аллювием
крупных речных долин. Глубина залегания их обычно не превышает 2—
3 м и только в прибровочной части террас или на сдренированпых ов-
ражной сетью участках понижается до 20—40 м. Мощность колеблете»
от 1 до 60 м, преобладает 10—30 м. Воды гидрокарбонатного магниево-
кальциевого состава. Режим грунтовых вод тесно связан с гидрологиче-
ским фактором, и по многолетним наблюдениям в долинах рек Белой»
Уфы и др. (Мартин, 1972) установлено, что почти одновременно с подъ-
емом уровня в реке или с некоторым запозданием начинается подъем
уровня грунтовых вод. Максимальный подъем зафиксирован в низовь-
ях рек Белой и Уфы, где оп достигал 10—11 м.
Геологические процессы
Сложность геологического строения и гидрогеологических условий»
разнообразие природной обстановки обусловили развитие в регионе раз-
личных геологических процессов, среди которых наибольшее значение
имеют карст и оползни. По степени и типу закарстованности »
регионе можно выделить три провинции. Первая Волго-Камская про-
винция, сложенпая в основном породами карбонатно-терригенной н га-
логенно-карбонатной формаций, характеризуется преобладающим раз-
витием карбонатно-сульфатпого карста. Карстовыми процессами породы
захвачены значительно глубже современных базисов эрозии, так как
карст развивался на всех континентальных этапах геологического раз-
вития региона.
Карст представлен большим разнообразием поверхностных и под-
земных форм. Поверхностными проявлениями карста являются проваль-
ные воронки, особенно многочисленные па участках развития гипсов »
ангидритов. Встречаются котловины, слепые овраги и рвы. Глубина во-
ронок достигает 30 м и более (Кленовые горы) при диаметре 40—50 м.
По подсчетам И. А. Саваренского (1960), в районе г. Дзержинска иа
300 км2 приходится около 3000 карстовых воронок. Подземные карсто-
вые формы — полости, зоны разрушенных брекчиевидных пород и до-
ломитовой муки встречаются на глубинах до 70—150 м. На отдельных
участках образуются просадки земной поверхности и карстово-суффо-
зионные провалы. Так, в Казани в 1924, 1925 и 1949 гг. произошли три
карстовых провала с образованием воронок диаметром 30, 13 и 23 м.
Деформация земной поверхности продолжалась на протяжении многих
лет, причем оседанию подверглись более значительные площади, чем
сами провалы (Кавеев, 1962). На развитие современного карста оказы-
вает влияние хозяйственная деятельность человека. Так, интенсивный
водозабор, приводящий к понижению уровней трещинно-карстовых вод,
усиливает процессы выщелачивания.
В Приуральской провинции выделяются зоны карбонатного и гип-
сового карста. Последняя занимает большую часть провинции и при-
урочена к районам приповерхностного залегания мощной гипсово-ан-
гидритовой толщи нижней перми. Везде, где мощность перекрывающих
отложений не превышает 60—100 м (Мартин, 1972), карстовые процессы.
268
в сульфатных породах выражаются в поверхностных проявлениях. Сте-
пень закарстованностн сульфатных пород обычно неравномерна как по
площади, так и по разрезу, о чем свидетельствуют резкие изменения
коэффициента фильтрации (от 0,09 до 102,5 м/сут) даже на небольших
участках. Современный карст проявляется в виде карстовых воронок
глубиной до 20 м при поперечнике 40—120 м (Полазииискнй вал). На
водораздельных участках многие вороикн заилены, заполнены водой и
превращены в озера. Густота их различна. Особенно густо воронки рас-
полагаются на пологих склонах, на присклоиовых участках водоразде-
лов и вблизи логов, где количество нх достигает 100—130 на 1 км*
(склон долины р. Чусовой, д. Балки; см. рис. 44). На Уршак-Бельском
междуречье как вблизи долин, так н на водоразделе на отдельных уча-
стках плотность карстовых форм достигает 200 на 1 км2. Вдоль берего-
вых склонов встречаются карстово-эрозионные лога и долины с исчеза-
ющими водотоками (правый берег Сылвы); пещеры и карстовые колод-
цы развиты преимущественно на западном крыле Пермско-Башкирскога
свода (бассейн р. Ирени). Протяженность пещер от 17 до 500 м (Ряза-
но-Охлебинский вал), длина самой крупной Кунгурской пещеры 4,6 км.
Для зоны гипсового карста типичны многочисленные карстовые прова-
лы. В долине р. Ирени (г. Кунгур) зарегистрировано 23 провала, воз-
никших в 1943—1956 гг. В районе Уфы на отдельных участках зафикси-
ровано в среднем по одному провалу на 1 км2. На левобережье р. Бе-
лой (пос. Карламан) на площади 100 км2 зарегистрировано 19 прова-
лов диаметром до 20 м. Известны примеры значительных деформаций и
частичных разрушений крупных сооружений в Уфе, в частности участка
железной дороги, где за 70 лет эксплуатации под путями и вблизи ннх
произошли десятки больших и множество мелких провалов и просадок
грунта. Усилению карстообразования способствует создание ряда водо-
хранилищ. Так, на крутых гипсовых берегах Камского водохранилища-
начал интенсивно проявляться своеобразный береговой карст в виде
ниш, коридоров, каналов и кавери.
Зона карбонатного карста приурочена к центральной части Перм-
ско-Башкирского свода. Здесь карбонатные породы почти повсеместно
перекрыты чехлом элювиально-делювиальных глинистых пород, а в пре-
делах долин — аллювиальными отложениями. Обнажаются они лишь
вдоль эрозионных врезов и в бортах крупных карстовых воронок и депрес-
сий. Для юго-западной части Пермско-Башкирского свода Г. А. Лыко-
шнн и Д. С. Соколов установили две фазы карстообразования. Начальная
стадия первой фазы, связанная с резким подъемом свода в неогене,
заложением глубоких и узких долин рек Уфы, Сылвы и их притоков,,
оставила после себя много крупных карстовых полостей и пещер. Ос-
татками первой фазы карстообразования, несомненно, являются и мно- *
гие трещины, расширенные выщелачиваинем и превратившиеся в сво-
еобразные карстовые каналы. Конечная стадия этой фазы — акчагыль-
ская иигрессия Каспийского моря — способствовала резкому ослабле-
нию карстового процесса в понижениях. На водораздельных же участ-
ках свода эрозиоиио-карстовые процессы продолжались с той же ин-
тенсивностью. Вторая фаза связана с плейстоценовым эрозионным вре-
зом долин. Современный карстовый процесс особенно иитеиенвно про-
текает в зоне годовых колебаний уровня карстовых и речных вод. На
водоразделах карстовый процесс ограничивается преимущественно уча-
стками, лишенными глинистого чехла, где под тальвегами оврагов про-
должается развитие карстовых каналов. Об интенсивности современно-
го карстообразования свидетельствуют многочисленные карстовые во-
ронки диаметром от 5 до 120 м и глубиной от 2 до 60 м, нередко с от-
269
крытыми поморами на дне пещер, колодцев и провалов. Поверхностный
карст связан, как правило, с зонами нисходящей циркуляции карстовых
вод. Нередко старые карстовые воронки, выполненные глинистым мате-
риалом, круглый год удерживают воду и превращаются в карстовые
озера шириной до 100 м, глубиной от 1,5 до 15 м. Наиболее типичной
формой карстопроявлений для южной части Пермско-Башкирского сво-
да является развитие сухих русел, исчезающих ручьев и рек. Установле-
но закономерное увеличение суходолов с севера на юг, что находится в
тесной связи с увеличением крупной тектонической трещиноватости в
этом же направлении. Наиболее характерной и распространенной глу-
бинной формой карста в придолиппых частях территории являются кар-
стовые пещеры, каналы и полости. Большинство пещер находится в до-
линах рек Уфы и Юрюзани. Свидетельством активности современного
карстового процесса являются провалы — довольно редкое явление в
зоне карстующихся карбонатных пород. Большой провал диаметром
30 м и глубиной 60 м обнаружен на водораздельном плато между до-
линами Яман-Елги и Красного Книга.
Площади развития соляного карста приурочены главным образом
к Соликамской депрессии, где пласты каменной соли залегают на глуби-
не от 90 до 150 м. Выщелачивание ее приводит к просадкам поверхности
и деформации промышленных и гражданских сооружений. Об интенсив-
ности этого процесса свидетельствует тот факт, что родники выносят в
растворе в Каму ежесуточно около 340 т каменной соли. Наиболее ак-
тивно выщелачивание соли происходит па разрабатываемых месторож-
дениях.
Оползневые процессы довольно широко развиты на право-
бережье Волги, Камы и их круппых притоков. С наполнением водохра-
нилищ и усилением абразии они активизировались, создавая угрозу
населенным пунктам и инженерным сооружениям (подвижки древних
оползней в д. Устья-Гаревая, Палкиио, Новоильипский сплавной рейд).
Длина оползневых берегов Камского водохранилища 55 км, Воткинско-
го—100 км.
Наибольшее развитие оползневые процессы имеют на склонах, вы-
работанных в верхиепермских отложениях Прикамья и Поволжья.
Оползни в Прикамье хорошо увязываются с глубиной эрозионного вре-
за, который закономерно увеличивается впиз по течению. Соответствен-
но этому интенсифицируется и оползневая деятельность. Морфология
оползневых участков генетически связана с литологией оползневых
склонов. Так, в районах, где отсутствует резкое различие в составе и
прочности деформируемых пород, образуются хорошо выраженные но-
луцирки, четко прослеживающиеся в верхней части склона. На участ-
'ках почти горизонтального залегания пород и наличия в верхней и сред-
ней частях склона мощных пластов песчаников и известняков образуют-
ся оползневые террасы, для которых характерны высокие стенки срыва
и валы выпирания. Количество крупных оползневых террас опреде-
ляется высотой склона и числом обнажающихся в нем водоноспых го-
ризонтов. В Прикамье оползневые тела имеют ярусное и ступенчатое
расположение и развиваются на берегах высотой более 40—50 м, кру-
тизной 12—22° (при высоте склонов от 60 до 100 м зафиксированы мно-
гочисленные оползни). Наиболее крупные оползни протяженностью до
1100 м и глубиной захвата 250—300 м отмечены в зоне Нижнекамско-
го водохранилища, где они приурочены к казанским и уфимским отло-
жениям и зафиксированы почти по всей береговой линии. По берегам
Воткинского водохранилища оползни приурочены к породам белебсев-
ской свиты. Наиболее крупные из них сосредоточены в городах Ново-
270
ильинск, Охапск, Табори и др. Амплитуда смещения оползневых масс
достигает 30—45 м (пос. Галево). Основной причиной образования
оползней в пермских отложениях Прикамья можно считать деятельность
речных и подземных вод. Роль первых сводится к размыванию берегов
н подрезке склонов у их основания боковой эрозией, что приводит к
положению неустойчивого равновесия. Действие подземных вод выра-
жается в суффозии, разрыхляющей и ослабляющей породы и снижаю-
щей их механические свойства.
В пределах Горьковско-Чебоксарского Поволжья в строении ополз-
невого склона принимают участие глинисто-мергелистые отложения та-
тарского яруса, которые и обусловливают морфологические особенности
оползней. На участках развития нижнетатарских отложений (ниже
г. Котово) формируются оползни-обвалы, располагающиеся в основании
склона. Породы нижнетатарского подъяруса, слагающие большую часть
Волго-Вятского водораздела, отличаются большой обводненностью, что
значительно снижает их устойчивость и способствует формированию
оползней. Оползневые цирки с несколькими оползневыми ступенями до-
стигают 350 м. Стенки срывов очень крутые, задернованные, высотой до
20 м. Повсеместно в теле старых оползней, чаще на уступе нижней
оползневой ступени, развиваются действующие мелкие оползни-оплывы.
В плиоценовых отложениях оползни встречены в основном в пределах
нижней Камы (г. Чистополь). Протяженность оползневых тел па от-
дельных участках достигает 400 м, ширина оползневых массивов 70—
150 м. Оползни в основном двухъярусные: верхний ярус с амплитудой
смещения 15—25 м; нижний — 10—15 м. Наиболее расположены к
оползанию кинельские отложения. Периодическое насыщение их по-
верхностными водами вызывает многочисленные повторные подвижки
и образование новых оползней в теле старых, с горизонтальным сме-
щением 150—200 м. Оползание склонов в неогеновых глинах начинается
при глубине эрозионного вреза более 5 м. В четвертичных отложениях
оползни хотя и имеют повсеместное распространение, но захватывают
только небольшие участки склонов и не представляют серьезной опас-
ности при строительстве на террасах.
ГЛАВА 14
МОСКОВСКАЯ СИНЕКЛИЗА
Московская синеклиза является наиболее крупной древней отрица-
тельной структурой Русской платформы площадью около 1 млн. км2.
В орографическом отношении она представляет собой равнину, по-
лого падающую в северном направлении, в пределах которой выделяет-
ся ряд невысоких возвышенностей и низменностей. Большинство из них
отвечает приподнятым или опущенным блокам земной коры, ограничен-
ным разломами северо-западного и северо-восточного направлений. По-
ложение этих крупных структурных форм сказалось и на пространст-
венном распределении рельефообразующих процессов в неогсн-чствер-
тичное время, в частности продвижении континентальных ледников,
сформировавших сложный комплекс осадков и связанных с ними форм
рельефа. Так, к наиболее приподнятым блокам, как правило, приуро-
чен холмисто-грядовый рельеф конечных морей (Валдайская, Смолен-
ско-Московская, Вепсовская гряды и др.), представляющий собой бес-
порядочное чередование холмов с абсолютными высотами 200—300 м
и понижений, занятых озерами, болотами или речными долинами. Наи-
271
Рис. 45—46. Схематическая карта распространения формаций и комплексов дочетвер-
тичных отложений и схематический геологический разрез Московской синеклизы.
Формации и комплексы- 1 кремписто-мсргслыю-мслопая позднего мела (К2); 2 -
терригенная сероцветная: а—глинисто-песчаный комплекс мела (К), б — глинистый
комплекс поздней юры (7з) и е—алевритово-песчаный комплекс средней — поздней
юры (Jg-i); 3 -терригенная красноцветпая: а—глинистый комплекс раннего триаса
(Т1) и б — глинисто-мергельный комплекс татарского яруса (Р^); 4 —'алогенпо-
карбопатная лагунная ранней перми (Pi)', 5 — карбонатная намюра, среднего и
позднего карбона (С(п—Сз); 6 — угленосная континентальная визейского яруса
(Cjo); 7 — терригенио-карбоиатная турнейского яруса 8 — карст; 9 — про-
зальные карстовые озера; 10 — граница между формациями; 11 — то же между
комплексами
более опущенным блокам соответствует рельеф зандровых, озерных или
озерно-ледниковых равнин с плоской поверхностью и абсолютными от-
метками от 50 м на севере района (Двинская, Онежская, Молого-Шекс-
пипская, Верхневолжская низменности и др.) до 180—220 м на юге.
Остальная территория занята пологохолмистыми и пологоволнистыми
равнинами ледникового происхождения. Только на крайнем севере ре-
гиона узкой полосой вдоль берегов морей Полярного бассейна тянет-
ся морская аккумулятивная равнина с отметками, не превышающими
100 м.
Гидрографическая сеть северной части региона принадлежит бас-
сейнам Онеги, Сев. Двины и Мезени, а южной части — бассейнам Вол-
ги и Оки. Реки равнинного типа с широкими асимметричными долина-
ми, в большинстве случаев осложненными террасами. Только в районе
Валдайской возвышенности они имеют значительные уклоны, узкие до-
лины и порожистые русла. Для рек региона характерны высокие весен-
ние половодья (у Сев. Двины — до 12 м, а у рек бассейна Волги —
до 8 м), что связано с их питанием в основном за счет талых вод. Сред-
негодовой модуль поверхностного стока в северной и центральной час-
тях региона достигает 12 л/с на 1 км2, снижаясь на юге до 4 л/с на
1 км2. На сток Волги, Камы и их притоков большое влияние оказывает
созданный на них каскад водохранилищ.
Па территории региона расположено большое число озер, особен-
но в пределах конечно-моренных возвышенностей (Селигер, Валдайское
« др.). Крупные озера сохранились также в древних речных долинах,
углубленных ледниковой экзарацией (Кубенекос, Лаче, Вожс и др.).
Остаточные озера расположены в пределах озерных, озерно-леднико-
вых и зандровых равнин (Святое и Великое в Мещерской низменности,
Колоденское и Талсц в Молого-Шекснинской и др.). Небольшие, но
глубокие озера приурочены к районам с интенсивным развитием кар-
стовых процессов (Белое и др.).
Территория сильно и неравномерно заболочена. Наиболее крупные
болота приурочены к ледниковым и флювиогляциальным равнинам и
являются остатками существовавших ранее озер (Шатурские болота
« др.). На севере региона сильная заболоченность вызвана преоблада-
нием осадков над испарением.
Поскольку Московская синеклиза занимает значительную часть
Русской платформы, сведения о климатических условиях, ландшафтной
зональности и почвенном покрове (гл. 1 и 3) характеризуют в значи-
тельной степени и рассматриваемый регион.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Московская синеклиза представляет собой пологий прогиб северо-
восточного простирания, выполненный мощной толщей (до 4 км) отло-
жений позднего протерозоя и фанерозоя (рис. 45—46).
Поскольку отложения древнее каменноугольных залегают на
больших глубинах (более 1 км), начнем с описания отложений этой си-
стемы.
Герцинский структурный этаж. Отложения карбона и перми слага-
ют верхнюю часть разреза этого структурного этажа и представлены
разнообразными по составу отложениями, которые можно объединить
в пять формаций: терригенно-карбонатную, угленосную, карбонатную,
галогенно-карбонатную и терригенную красноцветную.
273
Породы терригеино-карбонатной формации ниж-
него карбона развиты главным образом южнее городов Боровичи,
Рыбинск, Галич и Шарья и выходят на поверхность или залегают на
небольшой глубине (10—50 м) под покровом четвертичных отложений
лишь вдоль юго-западной границы региона. Это*толща глин и известня-
ков с отдельными прослоями песчаников и алевролитов, образовавшаяся
в условиях жаркого влажного климата в мелководном морском бассей-
не с неустойчивым режимом. Общая мощность отложений достигает
80 м. Низы разреза обычно представлены известняками тонко- и мел-
козернистыми, массивными, реже слоистыми, часто обломочными. Объ-
емная масса известняков колеблется от 2,45 до 2,47 г/см3, временное
сопротивление раздавливанию прочных разностей составляет 800-105—
1000-105 Па, слабых — 3OO-1CF5—500-10s Па. Верхи толщи сложены
глинами, характеризующимися высокими показателями дисперсности
(до 90% глинистой фракции), пластичности, гидрофильности и емко-
сти поглощения (25 мг-экв), что связано с преобладанием в их соста-
ве минералов группы монтмориллонита. Физические свойства глин, изу-
чавшиеся на строительных объектах в Туле и на Всрхнсупинском во-
дохранилище, приведены в табл. 62.
Таблица 62
Основные показатели физических свойств глин терригенно-карбонатной н угленосной
формаций Московской синеклизы
Пункт опробования	Показатсл ПОС1 нижний пр?дел	и пластин* Ив % число пла- стичности	Объеми г/ влажной породы	ая масса, см* скелета грунта	Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность. %
Террвгенно-карбонатная формация
г. Тула	26.2, %	25,2 ч	1,85, „	1,46	0,86,	29,5
	м"8)	“(1S) 4,6	ОЛ1(17>	^<’7>	“(17)	0,0
Всрхнсупнпскос водохрани- лище	26,0 fo<42)	31,3 м<42)	о^<4->		0,76 -5(41)	27,5 -Г?4”
	Угленосная формация					
Волго-Балтийская система (Новипкинский гидроузел)	22,0 irJ60) 0,0	23,6 т-8(60>	2.П, м»<5|>		0,55,.,. — (01)	^(<Ю> 4,5
г. Алексии	27,5	24,5	1,90	1,45	0,86	30,6
		~7<«>	О-У5(2°>	М0<20)	5420)	~й(32>
	29,0,„„%	26,5	1,94	1,54		29,6
г. Тула	6 0,0	м(23>			5-(П)	w(23>
г. Тула (глина алевритистая)	18,7 х	11,6	2,01	1,68	0,62	22,3 .
	—в(45)	—о(46>	_^(7)	-ТГ(7)	75(7)	
Волго-Балтийская система Новинкинский гидроузел (глина алевритистая)	>>	13,6 -й(27>	2,13 м5<21)	1,82 <М6(21)	^(21)	17,0 -77(27) 4,0
Примечание. См. табл. 17.
274
Определение показателей сопротивления сдвигу турнейских глии
•па этих объектах дало следующие результаты: угол внутреннего тре-
ния 8—10°, сцепление 0,5-Ю6—1,15- 10б Па. При использовании стати-
ческого зондирования были получены близкие значения соответст-
венно: 9° и 0,5-105 Па. Наиболее типичные значения модуля общей де-
формации турнейских глии (по данным полевых испытаний) колеб-
лются от 240-105 д0 зоо- Ю5 Па.
Обводненность отложений зависит в значительной степени от рель-
ефа: наибольшая водообильность отмечается в долинах рек и на их
склонах, на водоразделах она резко уменьшается. Воды в основном
гидрокарбонатные кальциевые с минерализацией до 1 г/л.
У гленосна яформация визейского яруса раннего
карбона, образовавшаяся в условиях влажного и жаркого климата
па обширной заболоченной равнине, представлена толщей континен-
тальных песчапо-глинистых отложений мощностью до 130 м с плас-
тами и пропластками угля. Неустойчивый тектонический режим обусло-
вил значительную фациальную изменчивость отложений и частую смену
различных пород в вертикальном разрезе.
Глины, входящие в состав формации, представлены преимущест-
венно пылеватыми разностями с содержанием глинистой фракции до
50—88%. Они в основном каолинитовые, уплотненные, с различной ем-
костью поглощения (от 5 до 25 мг-экв). Изредка встречаются плот-
ные, сланцеватые углистые глины. Основные показатели физических
свойств глии приведены в табл. 62. В естественном залегании глины
характеризуются высоким сопротивлением сдвигу: сцепление 0,32-105—
Ю,7«105 Па, угол внутреннего трения 27—30° (Верхнеупинское водохра-
нилище, г. Тула). Вместе с высокими значениями модуля общей дефор-
мации 170-105—200-105 Па это позволяет оценивать глины как надеж-
ное основание инженерных сооружений. В горных выработках глины
проявляют склонность к пучеиию. Деформации при этом иосят харак-
тер хрупкого разрушения или пластического течения, но не достигают
•большой интенсивности.
Прослои и линзы песков составляют около 30% разреза. Пески
тонко- и мелкозернистые, существенно кварцевые. Для них характерно
высокое содержание глинистых частиц, что часто придает пескам плы-
вунные свойства. По А. С. Гераскиной, к наиболее «злостным> плы-
вунам относятся пески, содержащие до 8—13% глинистой фракции
монтмориллонитового состава. Для них характерен небольшой коэф-
фициент фильтрации порядка 0,00003—0,003 м/сут, тиксотроппость,
значительная емкость поглощения и высокая пористость (55—74%).
Коэффициент фильтрации песков, не обладающих плывунными свойст-
вами, много больше, по обычно не превышает 1—2 м/сут. Водообиль-
лость отложений невелика. По химическому составу воды гидрокарбо-
натные кальциевые, по мере погружения пород в северо-восточном на-
правлении переходящие в сульфатио-кальциевые, пресные с минера-
лизацией до 0,1—0,5 г/л.
Карбонатная формация намюра, среднего и позд-
него карбона, сформировавшаяся при неустойчивом тектоничес-
ком режиме в условиях смены морского осадконакопления лагунным,
а временами и континентальным, сложена известняками, доломитами,
мергелями с отдельными прослоями и пачками песчано-глинистых об-
разований.
Карбонатные породы, слагающие формацию, представлены широ-
ким спектром литологических типов: органогенными, органогеиио-дет-
ритовыми, органогенно-пелитовыми, оолитовыми и др. В процессе эпи-
275
геиеза все эти породы подверглись значительным вторичным изменени-
ям (доломитизации или раздоломичиванию, окремнению, кальцитиза-
ции, огипсованию и др.), существенно сказавшимся на их составе,
структуре и физико-механических свойствах.
Доломитизацией затронуты в той или иной степени все разности-
известняков. В однородных мелкозернистых известняках вторичный до-
ломит образует крупные порфиробластовые выделения, в органоген-
ных — замещает в первую очередь тонкий цемент. Широко развито»
также окремнение в виде рассеянных выделений, значительно повы-
шающих прочность породы (кремнистые известняки), или отдельных
конкреций кремнезема. Огипсованис наблюдается только в верхней ча-
сти разреза. Гипс образует отдельные небольшие прослои, но чаще-
выполняет трещины, поры, пустоты, а также метасоматически замеща-
ет отдельные участки породы.
Физико-механические свойства пород карбонатной формации
(табл. 63) зависят главным образом от степени их трещиноватости, за-
карстованпости и выветрелости, а у монолитных разностей — от сте-
пени доломитизации, окремнения, огипсования, а также присутствия
в их составе глинистого и органического материала. Среди известняков:
наиболее высокой прочностью обладают чистые кристаллические раз-
ности, у них временное сопротивление раздавливанию достигает
600» I05—800-105 Па. У глинистых и органогенных разностей величи-
на временного сопротивления раздавливанию значительно ниже —
100-10®—200-10б Па. Выветрелость и трещиноватость известняков не-
редко снижают временное сопротивление раздавливанию до 30-105—
50-105 Па), а иногда и ниже. Доломиты и доломитизированные извест-
няки отличаются от чистых известняков более высокой прочностыо
(временное сопротивление раздавливанию повышается у них до
1000-10® 1200-105 Па), большей объемной массой, меньшими пористо-
стью и водопоглощен нем.
Породы карбонатной формации сильно изменены процессами вы-
ветривания, которые развивались на территории региона как во врем»
внутриформационных континентальных перерывов, так и после завер-
шения накопления отложений карбонатной формации в длительный до-
юрский континентальный перерыв (см. гл. 2)*. Поскольку море ос-
вобождало Московскую синеклизу постепенно в течение всего герции-
ского этапа ее развития, смещаясь от се западной границы к подно-
жию Урала, коры выветривания формировались на карбонатных отло-
жениях всех отделов карбона и ранней перми, в тех местах, где он»
не перекрывались более молодыми палеозойскими отложениями. Наи-
более мощные коры выветривания приурочены к бортам древних доли»
и положительным формам рельефа, где наблюдались интенсивные тек-
тонические движения. Здесь наблюдается повышенная трещиноватость-
пород и особо благоприятные условия для глубокой циркуляции грун-
товых вод и проникновения других агентов выветривания в толщу от-
ложений. На плоских нерасчлененных водоразделах коры выветрива-
ния отсутствуют или маломощны.
Развитие процессов выветривания в известняках и доломитах об-
ладает определенным своеобразием, связанным с высокой растворимо-
стью этих пород. В начальных стадиях оно проявляется главным обра-
зом в расширении трещин различного генезиса (диагенеза, тектониче-
ских, выветривания) и постепенном превращении монолитной породы
* Описание карбонатных кор выветривания сделано по материалам С. А. Акин-
фиева.
276
Основные показатели физикочиеханнческих свойств пород карбонатной формации Московской синеклизы
Таблица 63
Пункт опробования	Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Временное соп|ютивлс11ие сжатию,		Водоьоглошепне
	влажной породы	скелета грунта		в воздушно-сухом состоянии	в водонасыщенном состоянии	
г. Мячково		—	Доломиты 2,39 <14>	0,17 0,05 <15>	-4г(14)	943 460 <">	-4т(18) 5,4
Вазузская гидросистема, Зубцовский гидроузел	—	Л”_(25) 0,2 4 1	0,32 0,08 <25)	483 205 <12>	466 216 <12>	10,7 -“ГГ (25) 0,0
Известняки
г. Бологое	 Вазузская гидросистема, Вараксинский гидроузел	*-•	2,48 ТГ(М>	0.10 ——(86)	580 -^-(22) 189 381	256 —— (4«)	2,2 2,0 <38>
						
ко
3
Продолжение табл. 63
Пункт опробования	Объемная масса, г/см*				Коэффициент	Временное сопротивление сжатию, 1С* Па						
	влажной породи		скелета грунта		пористости	в иоэдушно-сухом состоянии		в водонасищсннои состоянии		оидопоглощепне		
г. Владимир		2,13 0.1	(24)	2,13 0,1	(23)	—	292 112	"(24)	220 71	(22)	5,0 1,9		(23)
г. Ковров		2,42 0,12	(31)	2,33 0,2	(25)	—	599 251	-(31)	538 250	(25)	4,6 1,8		(25)
и. Красная Пахра		2,25	(22)	2,22	(23)		363	"(21)	196	(21)	11,9		
	0,3		0,3			210		109		5,9		(23)
г. Воскресенск 				2,14 0,1	(19)	—			138 78	(19)	6,6 0,09		(13)
г. Касимов							330		251	(48)			
						203	" (42)	83		•		
			Мергеля									
г. Воскресенск							161		20				
							(11)		- (11)			
Примечание. См. табл. 17.
в «разборную скалу», состоящую из плитчатой или глыбовой отдель-
ности различного размера (рис. 47). Дальнейшее выветривание при-
водит к образованию элювия, состоящего из обломков и более тонко-
го материала различной крупности. При этом в отличие от сапроли-
тов, образующихся на метаморфических и изверженных породах, пер-
вичная спайность здесь полностью утрачивается и элювий приобрета-
ет рыхлый, бесструктурный характер.
Однородные продукты выветривания типа алеврита особенно час-
то образуются на доломитах и получили название «доломитовой му-
Рис. 47. Кора выветривания на известняках
ки». В большинстве случаев мощность слоя доломитовой муки изме-
ряется метрами, но местами достигает 20 м и более. Так, в Окско-
Клязьминском районе мощность толщи доломитовой муки достигает
40 м (Пичугин, 1962).
Нередко сильно выветрелая порода, превращенная в доломитовую
муку, на расстоянии нескольких сотен метров замещается сравнительно
слабо выветрелыми породами. Нередко также под слабо выветрелыми
породами залегает толща, превращенная в бесструктурный элювий
(влияние глубинного выветривания, связанного с циркуляцией грунто-
вых вод). Поэтому присутствие в верхней части разреза сравнительно
прочных известняков и доломитов еще не может служить гарантией
того, что ниже не будут встречены породы, превращенные в доломито-
вую муку со щебнем (рис. 48).
Имеющиеся данные свидетельствуют о невыдержанности свойств
бесструктурного карбонатного элювия. Здесь встречаются весьма плот-
ные разности с объемной массой 2,15 г/см3, с коэффициентом порис-
тости 0^420 и очень рыхлые соответственно 1,40 и 1,600. В зависимо-
сти от условий залегания существенно колеблется и влажность — от
14 до 25%. В соответствии с этим в очень широких пределах изменя-
ются деформационные характеристики элювия. Так, компрессионные
279
модули деформации изменяются от 70-108 до 800-1О5 Па, т. е. при-
мерно в 11 раз. При испытании пород коры выветривания штампами
в г. Ногинске были получены следующие значения модуля деформа-
ции: для крупного щебня 350-105—500-1О5 Па,-для дресвы 250-105—
340-105 Па и для доломитовой муки 180-108—190-10s Па. Прочность
элювия определяется в большинстве случаев высокими значениями уг-
ла внутреннего трения (26--37°), но в отдельных случаях высокие
значения имеет и сцепление (0,37-105—0,48-Ю5 Па), что, возможно,
связано с большим содержанием глинистого материала в муке. Впол-
E^Is ^6 ЙЗ7
Рис. 48. Кора выветривания на доломитах верхнего карбона в районе г. Щелково
Московской обл. (по С. А. Акиифиеву).
Четвертичные аллювиальные отложения: 1 — песок мелкий; 2 — песок с включе-
нием гравия и гальки. Меловые отложения: 3 — песок с глыбами песчаников.
Юрские отложения: 4 — глина черная. Элювиальные образования предположи-
тельно триасового возраста: 5—доломитовая мука (алевриты и пески мелкие);
6 — щебень н дресва доломитов с доломитовой мукой; 7 — доломиты сильно вы-
ветрелые, кавернозные, выщелоченные, трещиноватые
не вероятно, что существенную роль может играть и зацепление, обус-
ловленное неровными изъеденными ромбоэдрами доломита. Большинст-
во разностей карбонатного элювия легко переходит в плывунное со-
стояние и теряет свою прочность. Иногда доломитовая мука бывает
обогащена глинистым материалом и обладает пластичностью. Некото-
рые разности доломитовой муки просадочны. Необходимо отметить,
что образование толщ доломитовой муки предохраняет подстилающие
породы от активного развития карста (Пичугин, 1962).
Опыт строительства па доломитовой муке пока сравнительно не-
велик, но уже известны случаи значительных деформаций и даже пол-
ного разрушения сооружений. Дело не только в неблагоприятных свой-
ствах доломитовой муки, резком снижении ее прочности при увлажне-
нии, но и в трудностях улучшения ее свойств. Как показал опыт, та-
кие методы, как цементация, силикатизация и другие, не дают здесь
должного эффекта в связи с низкой проницаемостью доломитовой му-
ки. Что же касается поверхностного и глубинного уплотнения, то эти
методы в применении к доломитовой муке пока не опробованы, по-
этому трудно судить об их эффективности. .	'
280
Глины, принимающие участие в строении формации, однотипны.
Они умеренно пластичны и гидрофильны, слабо набухают и обладают
прочными коллоидно-кристаллизационными связями, повышающими их
прочность и снижающими сжимаемость. Характерна также повышен-
ная стойкость глии к выветриванию, объясняющаяся пониженной ем-
костью обмена и значительной прочностью структурных связей. Основ-
ные показатели физико-механических свойств каменноугольных глин
Московской синеклизы приведены в табл. 64, 65.
Средние значения модуля общей деформации известковистых ка-
менноугольных глин, полученные испытаниями с помощью штампов,
проводившимися ПНИИИСом по ряду объектов Подмосковья, колеб-
лются от 100-105 до 440-10s Па. Более низкие значения (176-!05—
204* 105 Па) были получены ЦТИСИЗом в Серпухове и Воскресенске.
Ф. В. Котлов (1958) отмечает, что в ряде случаев модули обшей де-
формации каменноугольных глин превысили 900-105 Па. Глины устой-
чивы в откосах и в подземных выработках. Являются надежным и ма-
лосжимаемым основанием при строительстве инженерных сооружений.
Водообильность пород формации обусловлена их трещиновато-
стью и закарстованностью. В верхней части карбонатной толщи до глу-
бины 80—120 м воды пресные с минерализацией до 0,2—0,7 г/л, по
составу гидрокарбопатные кальциево-магниевые. На отдельных участ-
ках вдоль границы распространения пермских отложений встречаются
солоноватые сульфатные и кальциевые воды с минерализацией 1—Зг/л
(за счет увеличения загипсованности пород).
Галогенно-карбоиатная формация ранней перми,
образовавшаяся в бассейне повышенной солености, включает на-
равне с известняками и доломитами гипсы и ангидриты, а местами чис-
то галогенные образования. Глубина залегания этой формации на боль-
Таблнца 64
Основные показатели физических свойств глии карбонатной формации
Московской синеклизы
Пункт опробования	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влажность. %
	НИЖНИЙ предел	число пластич- ности	влажной породы	скелета грунта		
Ранний карбон
нос. Протва . . .	30,6	(29)	29.6	(29)	1,84	(30)	1,37	(30)	0,97	(30)	3414 (301
	10		11,5		0,02		0,23		—		10.9 <3°*
Калуга		25,8	(26)	32,9	(26)	1,88		1,44	(26)	0,88	(23)	
	3,5		8,4		0,09	(20)	0,19		—		
пос. Товарково . .	21,2	(25)	21,2	(25)	1,98	(25)	1,62	(25)	0,70	(25)	22,5 -ТТ(25) 3,0
	2,4		4,6		0,05		0,07		—		
Верейский горизонт
Канал Гжать—Яуза Бараксинский гид- роузел	21,3	23.0	230 П81	*’69 (18)	0,61	^£(18)
	5,9 (IS)	4.2 <18) S’2 ,ж>	0,10 <”> 2.<В .261	0,07 ( 1>65 (26)		 (*В/ —(26)	2,4 (,С) 22,5 (26)
	4,2 т	з.о <26)	0,05	)	0,06 ' '		2,0 ' ’
281
Продолжение табл. 64
Пункт опробования	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влажность, %
	иижиий предел	ЧИСЛО пластич- ности	влажной породы	скелета (рупта		
Зубцовский гидро- узел	29,0 рТ‘19>	32,2 м <,9>	Ь98 0,0» (2|)	1,60 ^ТГ(2,)	0,70 -^-(21)	24,5 Пп-<2,>
Каширский горизонт
Вазузский гидро-	36,4	(31)	29,7	(31)	1,91	(30)	1.47	(30)	0,86	(30)	32,7	(30)
узел	8,4		9,2		0,25		0,35		—		19,8	
Серпухов	31,2	(21)	28,0	(21)	1,96	(21)	1,58	(21)	0.74	(21)	27,9	(21)
	7,5		8,5		0,09		0,15		—		4,8	
Касимовский иадгорнзопт
Воскресенск Ногинск	2’2° 125)	*’98 125)	2(08 125)	Ь77 114)	0.55 ,,,,	20,4
	2,8 (iu) 26’8 118)	5,5 ( * 254 118)	0,07	) 1>92 114)	0,05 ( > 1’58 111)	_ (И) °’75 ZH,	3,8 29.7 ,1а.
	7,1 (10)	7,0 (18)	0,16 (	0,05 < >	- __ (11)	13.1 ,18)
Примечание. См. табл. 17.
Таблииа 65
Средние значения показателей сопротизлензя едзигу каменноугольных глин
Стратш рафическая принадлежность	Пункт опробования	Показатели сопротивления сдвигу	
		угол внутрен- него трепня» градус	сцепление, 10‘ Па
Нижнекаменпоугольные	пос. Товарково	12	0,59
Верейские	Вазуская система, Вараксннский		0,86
	гидроузел	26	
Каширские	канал Гжать—Яуза	25	0,56
Гжельские	там же	20	0,49
шей части территории региона превышает 500 м, поэтому большою
значения для оценки условий строительства сооружений в этом регио-
не она не имеет. Ее инженерно-геологическая характеристика приведе-
на ранее (гл. 13), где опа пользуется более широким распростране-
нием, залегает вблизи поверхности и лучше изучена в инженерно-гео-
логическом отношении.
Терригенная красноцветная формация поздней
перми — раннего триаса представлена монтмориллонитовыми и
гидрослюдисто-монтмориллонитовыми глинами и мергелями, отлагав-
шимися в мелких пресноводных водоемах в условиях умеренного гу-
мидпого климата. Отложения формации широко развиты в пределах
региона. Обычно они залегают непосредственно под четвертичными от-
ложениями на глубине 20—30 м, а в бассейнах рек Вычегды, Ветлуги
выходят на дневную поверхность. Мощность их достигает 600 м.
282
Входящие в состав формации глины неоднородны по цвету, тек*
стурс, составу. Они обычно пылеватые и опесчаненные, слюдистые и
известковистые, имеют характерный оскольчатый излом, иссечены си*
стемой мелких трещин (часто с зеркалами скольжения). Моптморилло*
нитовые глины комковатые, а иллитово-монтмориллонитовые облада*
ют неясно выраженной слоистостью. У комковатых глин по сравнению
с нскомковатыми примерно в 1,5 раза ниже сопротивление сдвигу и во
столько же выше емкость поглощения.
Мергели широко развиты в татарском ярусе (до 30% объема) и
совершенно отсутствуют в нижнетриасовых отложениях. Имеется до
шести разновидностей мергелей, от-
личающихся друг от друга по содер-
жанию карбонатного вещества,
прочности, сложению и цвету. Пре-
обладают плитчатые мергели серого
и лилового цвета.
Алевролиты также развиты бо-
лее широко в нижних горизонтах
формации. Они в разной степени
опесчаненные, кварц-иолевошпато-
вые и кварцевые, в низах толщи
(нижнеустьинская свита) загипсован-
ные.
Пески формации по механическо-
му составу варьируют от тонкозернис-
тых глинистых до крупнозернистых.
Преобладают мелкозернистые слю-
8ffl—।—। । ill ।____। .	। I.
Чисм пластич- (Съемная чкао блаж-
uocmi	скелета,ф? яост>’/а
Рис. 49. Графики изменения с глуби-
ной: а — числа пластичности; б —
объемной массы скелета, г/см’; в —
естественной влажности. 1 — мергели
и 2 — глины татарского яруса в райо-
не Череповца
дистые пески.
Физические свойства основных
пород красноцветной терригенной фор-
мации приведены в табл. 66.
В условиях консолидированного
сдвига угол внутреннего трения у та-
тарских глин 25° (Череповец, 58 опр.),
у нижнетриасовых глип—18° (Кострома, 15 опр.), у татарских глинис-
тых мергелей — 27° (Череповец, 36 опр.). Величина сцепления этих по-
род соответственно составляет: 0,53* 105 Па и 0,69* 105 Па.
Породы формации, нс подвергавшиеся выветриванию, пс проявля-
ют заметных изменений физико-механических свойств с глубиной
(рис. 49). В большей степени некоторые механические свойства зави-
сят от текстурных особенностей грунтов. Так, у комковатых глин со-
противление сдвигу заметно пижс, чем у иекомковатых. Прочность
пород па раздавливание зависит не от глубины, а от нх карбонатно-
стн, строения и состава цемента (табл. 67) и в меньшей степени от
влажности и пористости. Модуль деформации некарбонатпых глин по
данным статического зондирования (г. Шексна) составляет 270-105—
280-1О5 Па.
В верхах разреза песчаники обычно разрушены до песка, глины —
до мелких бесформенных комочков, а мергели — до мелких обломков
или же плиток. Ниже породы изменены в меньшей степени и по физи-
ческому состоянию и свойствам близки к невыветрелым, но в сильной
степени трещиноваты, в связи с чем их общая устойчивость в масси-
вах заметно ниже.
Породы формации спорадически обводнены. Водообильность в
целом слабая и зависит от состава и мощности песчаных и карбонат-
283
Таблица 66
Основные показатели физических свойств пород красноцветной терригенной
формации Московской синеклизы
Пункт опробования	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см»		Коэффи- циент по» риетости	Естествен- ная влаж- ность, %
	нмжннА предел	число пластич- ности	влажной породы	скелета грунта		
Породы татарского яруса
Песчаник
Череповец	1^6 (8) 0,0			р29>	2.00 л o3Z(29)		10,36 НТ (29)		19,6 т;	
Череповец	21,5 2,7	(24)	Мергель песчанистый р24>		1,85 0,07	(59)	10,42	(59)	16,9 2,5	(59)
Котлас			Мер	гел> 2,16 о16(26)	2.0 0,22	(26)	|0,39	(26)	10,3 7,2	(26)
Мергель глинистый
	23,9	16,6	„	2,13 „	1,80 ,	10,50	18,9 _
Череповец		з5<1М)	о~8<178>	0^(,79)	Нт-(178)	й(20б)
Череповец		Гл |23,0	йпа 2,06 л<!46>	1,69 одо(|45)	0,64 Иг (145)	^Н(149) О) о
г. Усть-Кулом		Ts,96) 4,6	0,05	1,69 о75(92>	0,63, -^—(92)	20,7 —— (93) 2,9'
Кострома	1 20,0 — (22) 2,2	Зижнетриас 25.0 „ “7(22)	эвые Глины	1,55 й^в*20»	0,77 37 (20)	24,0
г. Шарья	24,5 Тб(19’	20,6 —6<19>	1,86 о"^(,5)	1,44 зд"4'	0,76 — (14)	27,9 ^(|9>
пос. Поназырево	y|(20) и,О	21,6 м'20’	1,90	1,54	0,75 -^7(!6)	24,8 т;<20> 4,4
пос. Железнодорож-			о1™*65’		0>76 • (6о)	26,2 -Г7(65)
ный Коми АССР пос. Вильгорт Коми АССР	—	—	0,08 • Г,96 о^(28)	0,09 1,55, ч одй48	1 0.76, — (48)	3,5 25,5 Ts(48‘
Примечание. См. табл. 17.
284
Таблица 67
Зависимость механических свойств пород красноцветной терригенной формации
от их карбонатности. состава и строения цемента
Показатели	I	Г рунтн		
		11	Ш	IV
Содержание карбоната, %	15	15-55	15—55	55
-Строение и состав цемен-, та	однородный глинистый	сгустково- пятнистый, глиписто- карбонатный	однородный глинисто- карбонатный	карбонатный тонкого пелито- морфного стрсения
Коэффициент сжимаемо- сти. 10"® Па*1 Временное сопротивленце раздавливанию, 10® Па	0,007 0—15	0,0042—0,0067 15—30	0,0017—0,0035 30—50	0.0025 300—400
ных разностей. Химический состав вод крайне пестрый с повышенной
минерализацией (до 1—7 г/л). В местах гидравлической связи с вы-
шележащими водами наблюдается опреснение до 0,6 г/л.
Киммерийско-альпийский структурный этаж сложен преимущест-
венно породами сероцветной терригенной (средняя юра — ранний мел)
и кремнисто-мергельно-меловой (поздний мел) формаций, сформиро-
вавшимися в пределах Московской синеклизы после длительного кон-
тинентального перерыва, охватившего средний и поздний триас, ран-
нюю и частично среднюю юру.
Палеогеновые и неогеновые отложения, накапливавшиеся в от-
дельных долинах бассейнов палео-Оки и Волги и в озерных котлови-
нах, из-за локального развития не имеют большого инженерно-геоло-
гического значения и здесь не рассматриваются.
Терригенная сероцветная формация средней
юры — раннего мела объединяет отложения трех комплексов:
алеврито-песчаные, включающие континентальные осадки батского и
прибрежно-морские отложения нижней части келловейского ярусов;
глинистого, охватывающего морские отложения верхней части келло-
вейского, оксфордского, киммерийского и нижней половины волжского
ярусов, и глинисто-песчаного, включающего отложения верхней поло-
вины волжского яруса, нижнего мела и сеномана.
Общая мощность отложений в наиболее погруженной части сине-
клизы (район Александрова, Ярославля, Галича) превышает 200 м.
Отложения алеврито-песчаного комплекса мощностью 10—80 м широ-
ко развиты и залегают неглубоко (10—50 м) только в восточной части
региона (южнее Сыктывкара), где они представлены преимущественно
песками. В южных частях синеклизы их распространение ограничено
доюрскими погребенными долинами. Глубина залегания возрастает
здесь до 100—200 м, а в разрезе преобладают глины с прослоями алев-
ритов. Глины озерно-болотного генезиса темно-серые, пылеватые или
тонкопесчаные, часто битуминозные. Содержание глинистой фракции
составляет 30—40%, алевритовой — 30—55, песчаной — 15%. В породе
присутствует до 8% органического вещества (как в тонкорассеянном
состоянии, так и в виде небольших скоплений), оказывающее цементи-
рующее влияние па породы, почти полностью лишенные карбонатов и
кремнезема. Глины относятся к породам средней степени уплотнения
285
и дегидратации. Их естественная влажность достигает 20—30%, что
превышает границу раскатывания (19-24%), но, как правило, ниже"
границы текучести (32—34%). Предел прочности глин при одноосном
сжатии обычно колеблется от 3-105 до 5-105 Па, но у некоторых обога-
щенных битумом разностей его значение увеличивается до 20-105-
25-105 Па.
Пески комплекса обычно тонко- и мелкозернистые, пылеватые w
сильно пылеватые, в естественном состоянии имеют довольно высокий;
предел прочности (3-105—4 105 Па). Динамические воздействия, виб-
рация и дополнительное увлажнение способствуют нарушению их.
структурных связей и оплыванию. Некоторые разности батских песков,
по своим свойствам близки к истинным плывунам; для них характерны
высокая тиксотропность и водоудерживающая способность, малое меж-
частичное сцепление и низкая водопроницаемость. Водообильность пес-
ков крайне неравномерная. По химическому составу воды гидрокарбо-
натные кальциевые с минерализацией до 0,7 г/л. Местами за счет раз<-
ложения серного колчедана отмечается повышенное содержание суль-
фатов.
Отложения глинистого комплекса развиты главным образом в-
центральных областях (Московская, Рязанская, Тульская и др.). Глу-
бина их залегания изменяется от нескольких метров до 150 м. Они*
представлены глинами темно-серыми, полидисперсными, глауконито-
гидрослюдисто-монтмориллонитовыми с примесью кварца, органическо-
го вещества, фосфорита и др. Для глин характерна довольно высокая
пористость и влажность. В то же время они обладают значительной уп-
лотненностью (табл. 68).
Монтмориллонито-гидрослюдистый состав обусловливает высокую-
пластичность глин, не соответствующую гранулометрическому составу
(по гранулометрическому составу они относятся к суглинкам, а по чис-
лу пластичности — к глинам). Высокое содержание монтмориллонита,
сказалось и на повышенных влагоемкости, коллоидной активности, обг
мениой и адсорбционной способности глин. Так, емкость поглощения-
глин достигает 35—55 мг-экв/100 г. Для верхнеюрских глип характер-
но закономерное изменение минерального, гранулометрического соста-
ва, физических и механических свойств как по простиранию, так и по<
разрезу. От низов к верхам комплекса уменьшается содержание гли-
нистых частиц (от 80 до 40%), а консистенция пород переходит от
твердой и полутвердой к мягкопластичной и скрытотекучей. В том же
направлении постепенно уменьшается прочность глин и возрастает их
сжимаемость.
Показатели сжимаемости и прочности юрских глин находятся в-
тссной зависимости от глубины залегания (геостатической нагрузки).
Па водоразделах, где мощность перекрывающих пород обычно значи-
тельна, они обладают более благоприятными свойствами, чем в доли-
нах рек, где они находятся в состоянии разгрузки и разуплотнения.
В целом, несмотря на высокие значения коэффициента пористости-
(0,7—1,5), они характеризуются довольно высокими значениями пока-
зателей сжимаемости и прочности (табл. 69).
Прочностные показатели приводятся для условий консолидирован-
ного сдвига. При штамповых испытаниях модули общей деформации
юрских глин обычно колеблются от 150-105 до 250-105 Па. Обобщение
имеющихся данных по определению показателей сопротивления сдвигу
в разных пунктах Московской синеклизы дают следующие средние ха-
рактеристики: угол внутреннего трения 16—22°, сцепление 0,43-10’—
0,94-105 Па.
286
Таблица 68
Основные показатели физических свойств глип сероцветной терригенной формации
Московской синеклизы
Пункт опробования	Пределы пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффици- ент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
	инжпий предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета грунта		
Верхнсюрские 1лины
	27,3	29,4	1,85, л.	1,41	0,88	32 1
г. Мантурово	4,5	-Г7 72> 5,4	Бдй'60’	М7<«»	77(60)	ТБ<“>
Кинешма	30,6 , ТБ(3,>	30,6 тб'31’		-2—(14) 0,09 '	1,04 77 (Ю)	34,2 м(3,)
Москва	33,8 V2(l76’		1,81 БЛБ"’1’	1,37 оаТ'109’	0,99 , 77(169)	33,7 Т5(,83) 0,0
Москва (глина пес- чаная)	22,3 —з(м>	>4>	2,03t ч о~,44)	1,60 Блй'43’	77(43)	23,5 , _ тт'45’
Электросталь	43,2 Т7(50)	31.0 _ —<50)	Б>>		77(51)	45,0 iM(52>
Ногинск	46,6 ТТ<25> 0,0	36.2 л v ТБ'25’		Б>	77 (24)	8,0	’
Рошаль	43,8	36.2 „		Б>	77(20)	48,1 ,п ТБ'29’
г. Скопин	37,1 , —1™	33,4 —7<79)			7^(51)	——(79) 9,2' ’
Нижнемеловые глины
Рязань	24,9 t?"5’	24,4 6,8	(15)	1,93 (12) 0,08'		0,76 77(12)	21,0 75 “s>
Рязань (глина пес- чаная)	17,3	, —<18’	13,7 2.4	(18)	1,90 0—з "2)	о^"2’	77(12)	20,3 ТБ'18’
Загорск	23,3 , м'54’	27,5 7,5	(54)	1,88 »—7(54’	0J2*53’	77(53)	^Н'54* 0,0
Примечание. См. табл. 17.
Глины чувствительны к внешним воздействиям и нестойки к вы-
-ветрнванию. На склонах с ними связаны оползни, причем наиболее ос-
лабленной золой является контакт между оксфордскими и нижневолж-
скими глинами. Рыхлые и сильно увлажненные песчаные и алеврито-
вые глины (по числу пластичности соответствующие супесям и лег-
ким суглинкам) нижней половины волжского яруса тиксотропны и при
динамических воздействиях могут переходить в текучее состояние.
В гидрогеологическом отношении глинистая келловей-нижневолж-
ская толща является водоупором, разделяющим верхневолжский и бат-
келловейский водоносные горизонты.
Глинисто-песчаный комплекс мощностью до 130 м распространен
в тех же частях региона, что и комплекс глинистых отложений, но
287
Таблица 69
Деформационные и прочностные свойства юрских глин по районам Подмосковья
Место опробования	Число пластич- ности	Коэффи- циент по* ристости	Компрессион- ный модуль деформации	Показатели сопротвалсиия сдвигу	
				угол внутрен- него трепня, градус	сцепление, 10» Па
			96	23	0,72 ,
пос. Раменское		35,2	1,23	—(|9)	— (35)	мТ<35>
Электросталь 		34,5	1,28	140 77 <22>	“Т(24) 4	——(24) 0,18
			НО	17	0,43
Подольск		40,9	1,34	72 (33>	-7-^4) О	—		(24) 0,08
Примечание. См. табл. 17.
занимает значительно меньшую площадь. Как правило, он залегает не-
посредственно под четвертичными отложениями па глубине 5—40 м,
выходя в долинах рек на дневную поверхность. В составе комплекса
можно выделить четыре основных типа отложений, отличающихся по
своим физико-механическим свойствам.
Первый тип — пески верхневолжского яруса — отличается весь-
ма специфическими инженерно-геологическими свойствами, связанны-
ми с присутствием в их составе глауконита, обладающего высокой гид-
рофильностью и придающего пескам пластические свойства. Содержа-
ние глауконита достигает 30 40, а местами 60% веса фракции мелко-
го песка и пыли. Глауконит присутствует также в составе глинистой
фракции. При увеличении содержания в песках глинистых частиц бо-
лее 10% пески согласно действующим классификациям грунтов по
гранулометрическому составу переходят в супеси. Но число пластич-
ности из-за примеси глауконита возрастает при этом настолько значи-
тельно, что по этому классификационному критерию они превраща-
ются уже в суглинки и даже глины. При этом поведение их во взаи-
модействии с водой и механические свойства в полной мере отвечают
этим категориям грунтов.
Мощность верхневолжскнх глауконитовых песков 2—7 м, они рас-
пространены на обширных площадях Подмосковья, в Ярославской и
Ивановской областях и в Костромском Поволжье. Залегают пески вбли-
зи поверхности непосредственно под покровом четвертичных отложе-
ний и часто являются основанием инженерных сооружений.
Ко второму типу можно отнести переслаивание алевритов, глинис-
тых песков и песчанистых глин, характерное для неокома. Породы в
основной массе состоят из тонко- и мелкозернистого песка, содержа-
щего кварца до 90%, обломков кремнистых пород и глауконита. Гли-
нистая фракция в основном представлена каолинитом и гидрослюдой.
В воде породы образуют суспензию, устойчивость которой обеспечи-
вается присутствием в тонкодисперспой фракции примесей высокогид-
рофнльных и физико-химически активных гумуса (до 5%), монтморил-
лонита, глауконита и гидроокислов железа. Естсственпая влажность по-
род 18—28% несколько ниже их границы текучести (26 —34%), но зна-
чительно выше величины максимальной молекулярной влагоемкости
(5—17%). Породы характеризуются слабой водопроницаемостью и пло-
хой водоотдачей (коэффициент водоотдачи 1—10%). Прн высыхании
288
они не обнаруживают усадки, практически не набухают. В естественном
состоянии, благодаря присутствию высокоактивной тонкодисперснов
составляющей, породы обладают большим структурным сцеплением.
Предел их прочности при одноосном сжатии изменяется от 0,5-10*
до 4-105 Па. При механическом воздействии в результате нарушения
структурных связей и высвобождения свободной воды породы теряют
связность и оплывают. Дополнительное увлажнение также вызывает
нарушение связности и оплывание пород. Преобладание инертной пес-
чано-алевритовой фракции, присутствие высокоактивной тонкодисперс-
пой составляющей, высокая гндротированность, слабая водопроницае-
мость, высокая водоудерживающая способность позволяют считать эти
породы приближающимися к истинным плывунам. Такие породы обла-
дают малым межчастичным сцеплением и вязкостью, высокой дефор-
мируемостью и текучестью при малых напряжениях сдвига.
К третьему типу отложений относятся алевритовые глины с про-
слоями тонкозернистого песка и алеврита, также характерные для нео-
кома. Глины тяжелые пылеватые. Содержание пыли в них 25—40%,
фракции тонкого и мелкого песка 30—40%, глинистой фракции 40—
50%. Емкость поглощения пород 10—14 мг-экв/100 г. В поглощенном
комплексе преобладает кальций.
Основные показатели физических свойств глин приведены в табл. 68.
Предел прочности глип при одноосном сжатии колеблется от 6-Ю5 до
10-10® Па; при содержании аморфного кремнезема до 1,5% он возра-
стает до 18-10® Па. Показатели сопротивления сдвигу невысокие: угол
внутреннего трения в среднем 18°, сцепление 0,78-105 Па. Давление
начала сжатия (структурная прочность) при компрессионных испыта-
ниях 0,25-105—0,3-1 б5 Па.
По результатам статического зондирования прогнозные значения
модуля общей деформации глин в массиве колеблются от 85-Ю5 до
320-105 Па (в среднем 140-10® Па). Величина набухания глин 1—12%.
Четвертый тип отложений — пески с прослоями глин — характе-
рен для апта, альба и сеномана. Среди песков преобладают глинисто-
пылеватые разности с содержанием фракции тонкого и мелкого песка
60—70%, фракции пыли 10—15%, фракции глины 1—5%. Характерно
присутствие глауконита (5—15%). Глинистая часть представлена ма-
лоактивным каолинитом, но, несмотря на это, емкость поглощения гли-
нистой составляющей достигает 17 мг-экв/100 г, а иногда и более.
Объясняется это значительной (до 7%) примесью в породе органиче-
ских коллоидов, обеспечивающих устойчивую стабилизацию глинистых
частиц и способствующих образованию структур, близких к стабилиза-
ционным. Высокая активность их оказывает существенное влияние иа
свойства пород, сообщая им некоторую гидрофильность, высокую под-
вижность, водоудерживающую способность и низкую водопроницае-
мость. Обладая, однако, ничтожно малым межчастичпым сцеплением,
пески легко разжижаются и оплывают при очень малых разрушающих
напряжениях. Физические свойства песков по отдельным пунктам опро-
бования даны в табл. 70.
При взаимодействии с водой пески теряют связность и быстро рас-
падаются па отдельные частицы. По данным И. Г. Коробановой (1970),
при градиентах фильтрационного потока 0,4—9,0 пески, как правило,
полностью разжижаются и начинается суффозионпый вынос тонких ча-
стиц.
Невыдержанность литологического состава пород формации обус-
ловливает весьма неравномерную их обводненность даже на сравни-
тельно небольших расстояниях.
289

Таблица 70
Основные показатели физических свойств нижнемеловых песков
Пункт опробования	Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости
	влажной породы	скелета грунта	
	1,52	1,68	0,75
Москва		0,06	0,09 (7)	-±“(7)
г. Скопин Рязанской сбл. . . .	1,62 (Н)	— (H)	0,64 -^-(11)
		—	
г. Михайлов Рязанской обл. . .	1.59 —		(12) 0,08 k ’	1,70 0,12 <12)	0,67 (12)
Примечание. См. табл	17.		
Кремнисто-мергельно-меловая формация поздне-
го мела развита в районе Дмитрова, Загорска и Александрова, а-
также иа отдельных участках в Смоленской, Калужской и Рязанской
областях. Мощность толщи 40—50 м, глубина залегания до 20 м. Под-
робная характеристика этой формации дана в главах 16 и 17, поэтому,
во избежание повторений, мы ее здесь не приводим.
Верхнеальпийский этаж сложен разнообразными по генезису и ус-
ловиям залегания четвертичными отложениями, перекрывающими бо-
лее древние породы и являющимися основанием абсолютного большин-
ства выстроенных в пределах региона инженерных сооружений (рис. 50).
На территории региона достоверно установлены отложения пяти оле-
денений, но только два из них — окское и днепровское — распростра-
нялись на всю его площадь. Отложения наиболее древнего окского оле-
денения и все доднепровские осадки различного генезиса сохранились.
Рис. 50. Схематическая карта распространения и схема взаимоотношений комплексов
и геолого-генетических типов четвертичных отложений Московской синеклизы.
Комплексы и юолою-юнетические типы: 1 — нерасчленеииые морские поздне- и после-
ледниковые отложения (mill—IV); 2 — политеистические покровные средне- и верхне-
плейстоценовые отложения (ргП—П1); 3 — водно-ледниковые отложения осташковско-
го возраста: а — озерно-ледниковые (lg III os) и б — флювиогляциальные (fill os);
4 — морена осташковского оледенения (gill os); 5 — озерные и озерио-болотныс моло-
го-шекснннские отложения (I, Ip 111 пг§); 6 — водно-ледниковые калининские отложения
(lg,f III k); 7 — калининская морена (g III k); 8 — морские отложения (только иа схе-
ме) микулииского возраста (mlllmk); 9 — аллювиальные средие-верхиеплейстоцеиовые
и голоценовые отложения (а II—IV); 10 — водно-ледниковые и аллювяально-озерные
днепровско-московские отложения (f,lg.a,lllm— Illfe); 11 — московская морена
(glim); 12—морские отложения (только на схеме) одинцовского времени (mH ос/);
13 — водно-лсдииковые и аллювиально-озерные диепровско-московскне отложения
(f,lg,a,lll d—m); 14 — днепровская морена (gild); 15 — водно-ледниковые, аллю-
виальные и озерные окско-днепровские отложения (f, lg, а, II ok—lid); 16 — окская
морена (g I ok) (только на схеме); 17 — водно-ледниковые, аллювиальные и озерные
иижпеплейстоцеиовые (доокские) отложения (f, lg, а, /I) (только на схеме); 18 — от-
торжеицы дочетвертичных пород в моренах (только на схеме); 19 — межстаднальные
отложения московского оледенения; 20 — выходы дочетвертичных пород, 21—зона тек-
тонических нарушений (только на схеме); 22 — границы между комплексами и гене-
тическими типами отложений; 23 — южная граница распространения многолетнемерз-
лых порол и преобладающею развития солифлюкцнонных процессов. Границы оледе-
нений. 24 — днепровского; 25- московского; 26 — калининского; 27 — осташковского
291
только в немногих глубоких речных долинах. Отложения московского
и последующих оледенений имеют менее широкое площадное распро-
странение.
Поздние плейстоценовые и голоценовые отложения представлены
широким спектром генетических типов, характерных для господствую-
щего здесь в это время умеренного гуммидного климата: аллювиаль-
ных, озерных, болотных и др. Только на Крайнем Севере, вдоль побе-
режья морей Полярного бассейна, развита толща осадков морского
генезиса. Общая мощность четвертичных отложений региона колеблет-
ся от 3—80 м на водоразделах (местами они отсутствуют, а в области
конечно-моренных гряд мощность их достигает 100—145 м) до 150—
260 м в древних долинах, где сохранились наиболее полные разрезы.
Морены днепровского, московского, калининского и осташковского
оледенений. Как уже отмечалось выше, наиболее широко распростра-
нены морены днепровского и московского оледенений.
Днепровская морена особенно хорошо изучена за пределами рас-
пространения московского ледника, где она плащеобразно перекрыва-
ет водоразделы с абсолютной высотой до 200 м и спускается в додне-
провские долины на 40—50 м ниже нулевой отметки. Мощность ее
обычно 10—15 м, иногда возрастает до 50 м на водоразделах и 80 м
в погребенных долинах. Морена залегает на дочетвертичных, реже на
доднепровских четвертичных отложениях, а перекрывается покровными
московско-калининскими или водно-ледниковыми московскими образо-
ваниями мощностью до 20 м.
Линзами внутриморенных песков, галечников и ленточных глин
мощностью от долей метра до 30 м (г. Юрьевец). днепровская морена
делится на несколько горизонтов, что позволяет предполагать наличие
нескольких стадий (фаз или осцилляций) днепровского ледника.
Московская морена распространена повсеместно между границами
московского и калининского оледенений, а севернее, в пределах рас-
пространения позднеплейстоценовых оледенений, сохранилась преиму-
щественно в понижениях дочетвертичного рельефа. Южней р. Сухоны
она лежит на днепровской морене, днепровско-одинцовско-московских
отложениях и в редких случаях на дочетвертичных породах. На севере
региона она залегает преимущественно на дочетвертичных образовани-
ях и на осадках северной трансгрессии и их континентальных анало-
гах. Перекрывается морена или маломощным (несколько метров) чех-
лом покровных образований, или водно-ледниковыми и озерно-аллюви-
альными московско-калининскими отложениями мощностью от 0,5 до
40 м. Московская морена также часто делится межстадиальными осад-
ками на два горизонта. С более поздней стадией оледенения связаны
хорошо выраженные в рельефе конечно-моренные гряды (Клинско-
Дмитровская, Плес-Галичская, Галнчско-Чухломская и др.). Мощность
морены колеблется от 5 до 20 м, изредка возрастая до 50 м, а в зоне
конечных морен и в древних долинах даже до 100 м.
Калининская морена распространена в северо-западной части ре-
гиона. Обычно она залегает непосредственно с поверхности на абсо-
лютных отметках от 250—300 м на междуречьях до 20—50 м в пони-
жениях докалининского рельефа. Мощность ее изменяется от несколь-
ких метров до 60 м. На западе Вологодской (г. Череповец), в Калинин-
ской и на севере Смоленской областей морена иногда расслаивается
на две пачки, разделенные слоем межстадиальных глин и тонкозернис-
тых кварцевых песков.
Морена осташковского оледенения в пределах региона распростра-
нена ограниченно, прослеживаясь узкой полосой вдоль его западной
292
и северо-западной границ. Для нее характерны хорошо выраженные в
рельефе конечно-моренные образования в виде отдельных холмов и
гряд высотой до 90 м и длиной до 50—80 км. Мощность морены весь-
ма различна и резко меняется даже на небольших расстояниях. Как
правило, она залегает па поверхности, лишь местами перекрываясь ма-
ломощными водно-ледниковыми образованиями того же возраста или
пЬслеледниковыми осадками разного генезиса, подстилается преиму-
щественно калининской мореной, московско-молого-шекснинско-калинин-
скнми отложениями, реже дочетвертичными породами.
Основные морены описываемых оледенений представлены плотны-
ми валунными суглинками, супесями, реже глинами, иногда с неясной
псевдослоистостью, нередко оскольчатыми. На отдельных участках в
моренах встречаются линзы, гнезда и прослои разнозернистого песка,
гравийно-галечного материала и ленточных глин. В моренных суглин-
ках содержится от 5 до 40% гравия, гальки и валунов различной сте-
пени окатапности, преимущественно местных осадочных пород (из-
вестняков, мергелей, алевролитов, аргиллитов, песчаников) и реже
изверженных и метаморфических образований. Среди последних преоб-
ладают породы скандинавского происхождения (гранитоиды, шокшип-
ские кварциты, нефелиновые сиениты) и только на северо-востоке
территории (верховья Вычегды, Камы, Вятки) в днепровской и москов-
ской морене встречаются Урало-Тиманские породы. Здесь же в днеп-
ровской морене изредка содержится ракушечный детрит. Для всех
морен, особенно для днепровской и московской, характерно большое
количество отторжепцев дочетвертичных пород, мощность которых ме-
няется от десятков сантиметров до 50 м (северо-восточнее г. Гагари-
на). Цвет морен, как правило, зависит от состава подстилающих ее
.дочетвертичных пород (в области развития пермских и триасовых отло-
жений они красно-бурые, а на юрских и меловых осадках — черные),
а также от глубины и условий залегания (там, где морены выходят
на поверхность или находятся в зоне окисления, они бурого цвета, а на
большой глубине или в условиях восстановительной среды, например,
под болотами — темно-серого).
Болес пестрый состав имеют конечно-моренные образования. Здесь
нередко на небольшом расстоянии валун но-галечные или валунно-пес-
чаные разности замещаются валунными глинами или суглинками. В них
часто встречаются маломощные (0,5—1 м) линзы и прослои супесей и
гравелистых песков, нередко смятые при последующих подвижках то-
го же ледника. Содержание гравия, гальки и валунов (иногда разме-
ром до 2 м н более) в конечно-моренных образованиях местами увели-
чивается до 70%. Гранулометрический состав морен довольно пестрый.
Обычно преобладают частицы песчаной фракции 40—50%; содержание
пылеватых частиц 30—45, иногда до 60%, глинистых частиц — 8 —
27%. Емкость поглощения моренных суглинков и глин невелика — 5—
12 мг-экв (редко до 20—25 мг-экв), что объясняется преимущественно
гидрослюдистым составом тонкодисперсной фракции. В поглощенном
комплексе преобладают кальций и магний. Несмотря на резкие изме-
нения состава морен даже на небольших расстояниях, в целом все они
характеризуются выдержанностью свойств по площади и глубине (см.
рис. 8 -11 и 51) и незначительным различием их у морен разного воз-
раста.
Все морены обладают высокой плотностью (табл. 71), обусловлен-
ной близостью их гранулометрического состава к составу «оптималь-
ных Смесей», и находятся в твердой, полутвердой или тугопластичной
 консистенции.
293
Представление о деформационных и прочностных свойствах морен-
ных суглинков даны в табл. 72. Прочностные характеристики получены
в результате испытаний по схеме консолидированного сдвига. Дефор-
Число пластичности 8
Рис. 51. Графики изменения с глубиной числа пластичности и объемной мас-
сы скелета средне- и верхнеплейстоценовых морен /Московской синеклизы по
различным пунктам опробования: а,б — днепровская морена; в, 9—москов-
ская морена
мапионные свойства приведены по данным компрессионных испытаний*
в интервале давлений ЫО5 — 3 - 10s Па.
Следует отметить, что компрессионные испытания дают сильно за-
ниженные значения модуля общей деформации. При испытаниях штам-
пами или при вычислении по результатам статического зондирования*
294
Таблица 71
Основные показатели физических свойств моренных суглинков
Московской синеклизы
-Пу 1кт опро- бования	Показатели пластичности. %		Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность. %
	мыший предел	число плас* твчвостн	влпжноА иороды	скелета грунта		
Днепровская морена
Ярославль					0,44 ~ (126)	
Углич				5да<39)	0,45 77(39)	
Заволжск	16,8 , Т5<94>			1,73 м5<94>	0.56 , . — (94)	
-Иваново	16,3 -^(127)	10,2		Ь^(104)	0,55 7-(104)	21,4 77004) 4,4
Вязьма	14,4 -Й(3"	9,4	2,05 — (27) 0,08' 1		0,53 77 (27)	13,3 77 (31) 4,8
Егорьевск	16,0 Z5(39)	14.0, То(89)	—	—	—	17.0 , Тз(39>
Рязань	16,0 т?(28)	13,2 tJ(28)	2,05 <MS<17)	1,72 м5(|7)	0,57 -77(28)	19,5 7з(27)
Сасово	15.2 -гл™	10,9 Т5<“*	2,05	1,79 iz(46>	°’61 —7 (45)	13,9 я ч —э(<м’
Тула	'¥-т 2,8' '	13,5 Т2(27>			0,64 -77(22)	20,4 м Т"2(27)
ДЦекино	13.2 , я То(43)		%™	5лй<»’	0,46 77-(35)	15,0 ~(43)
Калуга	^(SS) 2,4' ’		%™		0,59 -77(54)	17,6 . ~(1Ь)
Московская морена
Тотьма	14.4 1П(32>	1Ь2(зг> 1,3' л	2,16 oZ5(,o>	1,87 5^5 <”>	0,44 А 77(10)	Н.5 —9(32)
Вологда	14,4 Т~о(55)		0,06' '	1,86 oZ(47)	0.45 , _ —7 (4/)	16,1 я
Данилов1	14,1 , тт(77>	^<77>	2,18	,^‘7‘>	0.44 , А — (76)	
Ярославль1	13,2 —8(,40)	9,9 й<140>	2,19 о“^(14О)	^4°>	0,42 77-(140)	
Переславль- Залесский1	12,4 — 09)	н<«>	2,17 ч о-^<49)		0,42 -77(49)	13,1 Т5<49>
Калинин	12,6 м<45)		2,20 0-^7 <*)	зд(45)	-77(40)	12,5 , Т7(45)
1 Данные А* М. Шисселя.
295
Продолжение табл. 71
Пункт опро- бования	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент го- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
	НИЖНИЙ предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета грунта		
Клин	13,0 -77(134) 1,5	th134»	2.13 л БТ(128)	1,87 БТ(128)	0,43 ^(128)	13,3 V7(,34)
Нарофоминск	13,7 ТБ*63»	%™	2.16 бт'45’	1,88 Б,»'45»	"22" (45)	16.2 — ТБ'52»
Вязьма	13,3 ТБ*51»		2.14 _ 0.06 (42>	1,93 , л оТБ*42»	ТГ(42)	13.G ТБ*42»
Калининская морена
	15.0	9.0 „	2.15 _	1.66,, %	0.47,, ,	15,4
Няндома	ТБ*38'	1,8 (58>	о^Б*47'	БТ* ’	— (47)	Т?(56)
Харовск	14,5, "й(44>		2,12 БТ"3»	1,80 оТБ*13'	0,51 -^-(13)	16,4 -^(44)
Череповец	13.0, „ тб'45»		2,21 БТ*22»	1,95 Л(22)	2^(22)	13.0 То*40*
Красный Холм	13,2 м(50)	9,0 IT*30'	^(24) 0,05' '	1,95 от*24'	7^(20)	
Бежецк	13.2 Т1(38)	тг*38'	2,19	1.92	, 0,06 <37>	0,41 -З-(ЗЗ)	
Калинин	12,2 Те*37'	7>'	2,17 оТБ*23'	1,93, БТо*24'	0.39 _ тг(15)	
Осташковская морена
Архангельск	15,0 —gdOOO)	ТБ*13®'	2,12 г1— (1200) 0,08	(1100) 0,08	0,54 ?—(1180) 0,09	Ц^(1400). 0.0
Плесецк	~(Н0)	8,0 “2“ (НО)	2,17 БТ'6”	^(69)	0,46 БТ'69»	16,0 Т-т*109»
Вытегра	13,6 ТБ*18»	4<1з>	2,19 л олз*12’	1,90 (12)	*^(10)	16.8 4,о
Белозерск	14,7 , ТБ*42’		2,13 БТ*18'	1,84 М4(18)	0,47 “77 (13)	15,5 -£7(42)
Кириллов	15,0 тб*32»		2,13 бт<21’	1,82 „ ^(21)	0,48 -^(21)	15,9 ТБ*32»
Примечание. См. табл. 17.
значения этого показателя оказываются, как правило, в 3—4 раза вы-
ше. При этом минимальные значения модуля общей деформации не
падают ниже 150-105—300-105 Па, а максимальные достигают 600• 106—
800-105 Па. Так, осредненные значения этого показателя, полученные
при изысканиях на разных строительных объектах, оказались рав-
ными в Калинине — 490- 10s Па, Егорьевске и Климовске —
160-10s—300-105 Па, Ярославле — 240-10б Па, Угличе — 360-105 Па,
Рыбинске — 300-105 Па, Заволжске — 200- 10s Па, Москве (здание
МГУ) — 600 Ю5 Па и др. Значения модуля общей деформации до-
296
Таблица 72
Средние значения модулей общей деформации  показателей сопротивления сдвигу
'	моренных суглинков Московской синеклизы
Пункт опробования	Число пластич- ности	Коэффи- циент по- ристости	Модуль общей де- формации. 10» Па	Показатели сопротивле- ния сдвигу	
				угол внутрен- него трения, градус	сцепление, 10* Па
Днепровская морена
Ярославль	 Углич 		14.7 11,2	0,44 0,45	240 370	17 23	0,75 0,39
Заволжск		11,6	0,56	220	25	0,28
Вязьма		9,4	0,53	—	30	0,34
Дубна		9,8	0,40	«—	22	0,54
Подольск		14,0	0,51	110	21	0,30
Сэсоро		10,9	0,51		25	0,19
Щекино		10,8	0.46	—	23	0,21
Калуга		12,1	0,59	100	10	0,35
Московская		морена			
Тотьма		11,2	0,44	—	23	0,21
Вологда		10,2	0,45	«—	22	0,53
Сыктывкар . 			13,8	0,51	170	13	0,51
Рыбинск		7,8	0,38	190	——»	
Тутаев1		9,7	0,43	—	23	0,29
Ярославль1		9,9	0,42	180	23	0,30
Клин		8,4	0,43		25	0,22
Солнечногорск		9,0	0,44	—	23	0,30
Загорск		10,8	0,44	90	18	0,42
"Фрязнно		10,0	0,47	70	16	0,70
Нарофоминск 		11,5	0,44	—	24	0,30
Калининская морена
Няндома 		9,0	0,47	90	8	0,47
Харовск		10,5	0,51	—	24	0,16
Череповец		9,4	0,38		23	0,46
Устюжиа		10,3	0,45	——	22	0,22
Торжок		8,0	0,38	—	25	0,20
Калинин		9.2	0,39		25	0,20
Осташковская мореиа
Архангельск		11,0	0,54	60	17	0,50
Плесецк		8,0	0,46	130	15	0,36
Вытегра		9,7	0,42	—	23	0,35
Белозерск 		11,5	0,47	—	20	0,30
Кириллов 		И.7	0,48	—	23	0,21
1 Данные А. М. Шисселя.
100-105 Па наблюдаются очень редко и характеризуют, по-видимому,
переотложенную морену (солифлюкционные отложения), абляционную
морену или участки вытаивания погребенных льдов. Средние значения
показателей сопротивления сдвигу, вычисленные по всем пунктам оп-
робования, приведены в табл. 73.
Все приведенные данные характеризуют морену как устойчивую
•породу низкой и средней сжимаемости и позволяют считать се надеж-
ным основанием для различных инженерных сооружений. Некоторые
примеры строительства сооружений на морене приведены в гл. 24.
297
Таблица 73
Средние значения показателей сопротивления сдвигу моренных суглинков
Московской синеклизы
Возраст морены	Число нл астич- пости	Коэффи- циент по» ристостн	Показатели сопротивления сдвигу	
			угол внутрен- него трения, градус	сцепление, 10» На
Днепровская		12,2	0,53	20	0,49
Московская		9,7	0,43	20	0,38
Калининская		9,4	0,43	24	0,26
Осташковская		10,8	0,53	17	0,44
Отложения комплекса обводнены спорадически, водообильпость
водосодержащих песчаных линз незначительна. Воды пестрого хими-
ческого состава с минерализацией до 1 г/л, в отдельных местах за счет
подтока вод из нижележащих водоносных горизонтов — до 3,6 г/л.
Воды в большинстве случаев неагрессивные, за исключением заболо-
ченных участков, где они приобретают общекнелотпую и выщелачива-
ющую агрессивность.
Флювиогляциальные отложения днепровского,
московского, калининского и осташковского оледене-
ний широко развиты в пределах региона, как на поверхности, где они
слагают зандровые равнины, окаймляющие с внешней стороны области
распространения одновозрастных ледников, так и на различной глуби-
не, где они переслаиваются с моренными горизонтами (см. рис. 50).
При залегании иа поверхности они покрывают сплошным плащом под-
стилающую морену, заполняя все неровности ее кровли. На междуречь-
ях они поднимаются до абсолютной высоты 260 м, в древних долинах
спускаются до 4 м. Соответственно меняется и мощность отложений от
0,5—5 до 40—50 м, оставаясь в большинстве случаев в пределах 10—
15 м.
Флювиогляциальные отложения представлены в основном песками
различной зернистости (от тонких до грубых), сортированности и гли-
нистости. Пески содержат гравий, гальку и мелкие валуны в рассеян-
ном состоянии или в виде линз и прослоев, распределенных по всей
толще отложений. В нижней части разреза долинных зандров нередко
залегают гравелистые пески. В озах пески имеют более грубый состав,
косую слоистость и нередко переслаиваются с супесями, суглинками и
галечниками.
Пески преимущественно плотного и среднеплотного сложения.
Объемная масса влажных песков изменяется от 1,56 до 2,08 г/см3
(среднее 1,78 г/см3), объемная масса скелета — от 1,48 до 1,81 г/см3
(среднее 1,66 г/см3). Модуль общей деформации песков в г. Иваново
(28 определений) при нагрузках 1, 2 и 3- 10s Па составляет соответст-
венно 120; 170 и 230-10s Па; в г. Чехове при нагрузке 2«105—200-10s Па.
Коэффициент фильтрации песков в верховьях Москвы-реки обычно
варьирует от 10 до 20 м/сут, изредка увеличиваясь до 30 м/сут.
Озерно-ледниковые отложения днепровского, мос-
ковского, калининского и осташковского оледене-
ний представлены камами и осадками прнледпиковых озер.
В первом случае для них характерны различные по крупности пес-
ки, часто переслаивающиеся с гравелистыми песками н галечниками.
Пески нередко имеют косую или диагональную слоистость и содержат
298
в низах и верхах разреза гальку и хорошо окатанные валуны. Мощ-
ность камовых отложений 15—20 м.
Отложения крупных приледниковых озер слагают обширные рав-
нины, сформированные в низинах у края главным образом калининско-
го и осташковского ледников. Они развиты в верховьях Зап. Двины, в
бассейне Вычегды, в Пезинской, Северо-Двинской, Мошинской, Су-
хонской, Верхпеволжской и Мещерской низинах. Отложения прилед-
никовых озер представлены песками, супесями, суглинками и глинами
(нередко ленточными), постепенно переходящими друг в друга как по
простиранию, так и по мощности (табл. 74). Обычно они имеют туго-
Таблица 74
Осночиые показатели физических свойств глинистых пород озерно-ледниковых
отложений Московской синеклизы
Пункт опро- бования	Показатели плас- тичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент по- ристости	Естест- венная влажность, %
	НИЖНИЙ предел	число плас* тичиостн	влажной породы	скелета грунта		
Глина
Красанино Егорьевск Вытегра Вологда Красный. Холм Егорьевск Рязань Скопин Вологда Рошаль Егорьевск	8,0 ' ' 28,2 —(37> ТГ(25) 19 7 (35) 3,0 ' ’ 17,0 2.! (13> 16,6 “rr(16> О 19,5 22,8 6,5 ( 23. в 2,9 <‘9>	22,5 2.» <“> 10,8 2:а <в» 9,0 2.2 <й> 13,8 2,. 12,7 -ЗТ<13> 13,0 —(16) 5,0 tr(23> —- (18) 1,0	' 0,9	Суглинок 2,05 о.<* <|3> 2,00 0,07 2,13 0,08 1,70 <>:<* да Супесь 2.00 0,07 (,7> -7Г-Р) -77-<2>	1,38 о:»7 <> 1,40 о.ю 'эт> 1,63 »:,о да 1,60 оПГ(42> -^-<0 0,13 ' * ^да 1,72 0,13 (5) 1.52 „„ 0.12 <17> 1.52 ™ _ (7) 1,59 -^-(2)	aaa	о	о	о	о	о	о	о	о 1	1 5 1 °	1 is 1 SS 1 S 1 2S 1 3 1 S	1 8 ! is —J	0>	00 g g	3 ~	37.1 5.2 33,5 ^да "ТГ<13) 26’1 /егч 4.8 да ——(22) 5,2 ' ' 22,8 —7	(Зо) 3,8 18,8 -ЙГ(,3) 16,2 з,4 да 23 з.з да 24,7 5.7 да Чтда 4,5
Примечание. См. табл. 17.
299
или мягкопластичную, реже скрытотскучую консистенцию. Пески от
тонкозернистых до крупнозернистых различной сортировки, с редкими
прослойками гравия (прибрежная фация), линзами и прослоями глии
и суглинков. Глинистые породы иногда слоистые (нередко ленточные),
безвалунные, с линзами песка, гравия и гальки. Мощность отложений
приледниковых озер колеблется от 5 до 27 м (обычно 10—12 м).
Отложения мелких приледниковых озер встречаются в виде мало-
мощных прослоев и линз глинистых пород в толще флювиогляциаль-
ных песков.
Прочностные характеристики, глинистых пород озерио-ледниковых
отложений приведены в табл. 75. Данные получены в результате ис-
пытаний по схеме консолидированного сдвига.
Таблица 75
Средние значения показателей сопротивления сдвигу глинистых пород
озерно-ледниковых отложений Московской синеклизы
Пункт опробования	Число пластичности	Коэффи- циент по- ристости	Показатели < еда угол внутрен- него трения, градус	сопротивления мгу сцепление. 105 Па
Глина
Красавино	 Егорьевск		22,5 24,9	0,97 0,95		0,26 0,34
	Суглинок			
Красавино		12,1	0,51	18	0,20
Вологда 		10,8	0,70	26	0,64
Грязовец 		12.5	0,71	23	0,12
Сыктывкар		16.0	0,58	18	0,44
Егорьевск		13,0	0,64	26	0,31
Скопин 		13,0	0,57	22	0,34
	Супесь			
Вологда		5,0	0.78	29	0,08
Егорьевск 		5,0	0,76	29	0,25
Калуга		5,8	—	13	0,14
Модуль обшей деформации озерно-ледниковых глин и суглинков
по данным компрессионных испытаний в интервале давлений (1—3)-
10s Па изменяется от 60-10® (Вологда) До 196-105 Па (Красавино)
(в среднем 130- 10s Па при стандартном отклонении 35-10° Па).
Водообильность пород комплекса из-за различия их механического'
состава весьма неравномерна. По составу воды изменяются от гидро-
карбонатных до сульфатно-гидрокарбонатных с пестрым катионным
составом и минерализацией 0,04—0,6 г/л. На отдельных участках они
обладают общекислотной и выщелачивающей, реже сульфатной агрес-
сивностью.
Озерные и озерно-болотные молого-шекснинские
отложения развиты главным образом в пределах Молого-Шекснип-
ской, Среднешекснинской, Сухонской (выше г. Тотьмы), Онегорецкой
и Мошинской депрессий, где они накопились в водоемах, оставшихся от
обширных приледниковых озер после отступания калининского ледника.
Залегают они с поверхности или же перекрываются покровными ил»
осташковскими водно-ледниковыми образованиями. Ложатся на раз-
300
мытую поверхность ледниковых и водно-ледниковых московских или
калининских осадков. Часто ими сложена вторая озерная терраса с
абсолютными отметками от 110 до 140 м.
Обычно отложения комплекса представлены пылеватыми тонкосло-
истыми глипами, местами известковистыми, вязкими, па отдельных
участках переходящими в суглинки и супеси, реже встречаются тон-
ко- и мелкозернистые пески. Все породы часто сильно гумусированы
с линзами и прослоями черного углистого вещества и торфа.
Озерные и озерно-болотные молого-шекснинские суглинки в рай-
оне Череповца (по 9 определениям) характеризуются следующими
средними значениями показателей основных физических свойств: ниж-
ний предел пластичности 16,3%; число пластичности 11,2; объемная
масса влажной породы 2,07 г/см3; объемная масса скелета 1,70 г/см3;
коэффициент пористости 0,61; естественная влажность 20,7%; относи-
тельная влажность 0,93. Консистенция пород преимущественно полу-
твердая и пластичная.
Угол внутреннего трения суглинков 24°, сцепление 0,14-105 Па (Че-
реповец), супесей соответственно 22° и 0,14-105 Па (Устюжна). Сред-
нее значение модуля общей деформации при нагрузках 1J05 —
2-I05 Па составляет: для суглинков (Череповец) 86- 1СЙ Па, для супе-
сей (г. Устюжна) 220- 10s Па. Песчаные разности озерных и озерно-бо-
лотных отложений имеют значительно более высокие значения модуля
общей деформации, в среднем 270-105 Па (Устюжна).
Водообильность пород крайне незначительна. Воды пестрого хими-
ческого состава, пресные, с повышенным содержанием аммиака и же-
леза.
М о р с к и е м е ж л е д н и ков ы е отложения одинцовско-
го, микулипского и молого-шскснинского горизонтов.
Наиболее хорошо изучены отложения бореальной трансгрессии, охва-
тившей в микулинское время северную часть региона. Областями преи-
мущественной аккумуляции являлись в основном долины крупных па-
леорск, где мощность отложений комплекса колеблется от 10 до
100 м. Обычно эти отложения залегают на дочетвертичных породах
или московской морене, а перекрываются калининской мореной. Кровля
их находится на абсолютных отметках от —25 до —80 м.
В основании разреза морских отложений залегают чаще всего тем-
но-серые глины и тяжелые суглинки, плотные, неслоистые или тонко-
слоистые с маломощными прослойками и линзами тонкозернистых пес-
ков. В нижних слоях разреза встречаются редкие гравий, галька, ва-
луны. Выше по разрезу отмечается постепенный переход отложений в
пески и супеси. Пески преимущественно тонко- и мелкозернистые, не-
редко глинистые, кварциолевоншатовые, часто с тонкой горизонтальной
слоистостью, с линзами и прослоями суглинков и глин, а также гравий-
но-галечного материала. Супеси легкие с прослойками, линзами и ред-
кими включениями разнозернистого песка, гравия, гальки и валунов.
Венчают разрез гравелистые пески с галькой и подчиненными прослоя-
ми глин и супесей (регрессивная стадия седиментации). Более грубые
песчанистые осадки накапливались на мелководных, суглинки и гли-
ны — в наиболее глубоких участках бореального моря.
В составе глинистых фракций .морских осадков преобладают гид-
рослюды и кварц с небольшой примесью монтмориллонита. Такому ми-
неральному составу соответствует показатель коллоидной активности
со средними значениями 0,5—0,6. Глинистые морские отложения широ-
ко развиты на территории региона и изучены лучше, чем песчаные
рззиостц. Д1о данным О. В. Боровика для Архангельска, полученным
301
но очень большим сериям параллельных определений (430—620 опы-
тов): нижний предел пластичности глинистых пород 22%; число плас-
тичности 13%; объемная масса влажной породы 2,04 г/см3; объемная
масса скелета 1,67 г/см8; коэффициент пористости 0,65; естественная
влажность 22%. Консистенция глинистых пород обычно полутвердая,
твердая, изредка тугопластичная. Сопротивление их сдвигу сравнитель-
но высокое, угол внутреннего трения и величина сцепления в условиях
консолидированного сдвига (105 определений) — 14° и 1,12-10® Па.
Модуль общей деформации (171 определение) около 80-105 Па. По
данным статического зондирования (594 опыта) среднее значение мо-
дуля общей деформации 350*105 Па. В других пунктах опробования
•среднее значение модуля общей деформации изменяется от 56- 10ь Па
(г. Емецк) до 200-10® Па (Северодвинск). Эти показатели характери-
зуют морские глинистые отложения бореальной трансгрессии как сред-
не- и малосжимаемые породы, являющиеся вполне надежными основа-
ниями для большинства гражданских и промышленных сооружений.
В ряде случаев для отложений бореальной трансгрессии характерно по-
вышенное содержание пылеватых частиц, обусловливающее их значи-
тельную размокаемость. Поэтому в откосах и открытых горных выра-
ботках они под воздействием атмосферных осадков легко оплывают.
Морские микулинскис отложения отличаются изменчивой водо-
юбильностыо. Воды напорные, нередко наблюдается самоизлив. Хими-
ческий состав вод пестрый: от пресных гидрокарбонатных кальциевых
•с минерализацией 0,3—0,9 г/л до высокомннсрализовапных горько-со-
леных.
Отложения северной (одинцовский век) и онежской (молого-шекс-
нипское время) трансгрессий по внешнему виду и составу похожи на
описанные микулипские осадки и пе всегда могут быть отделены от
последних. Они имеют более ограниченное распространение, изучены
слабо и поэтому здесь не описываются.
Полигенстические покровные средне- и верхне-
плейстоценовые отложения почти сплошным чехлом покрыва-
ют водораздельные участки и их склоны, высокие озерные и аллюви-
альные террасы. Максимальная мощность 20 м зафиксирована в юж-
ных районах Смоленской, Калужской областей и на юго-востоке Рязан-
ской. В северном и северо-западном направлении она постепенно умень-
шается до 0,3—0,8 м, преобладающая мощность 3—5 м.
Представлены покровные отложения легкими и средними, редко
тяжелыми пылеватыми, хорошо отсортированными неслоистыми пале-
во-бурыми суглинками, реже супесями, часто макропористыми, нередко
известковистыми, в южных частях региона — лессовидными, изредка
просадочными* (просадочность увеличивается в южном направлении).
В обрывах суглинки при выветривании нередко образуют столбчатую
отдельность. Местами отмечается отчетливая связь покровных отложе-
ний с подстилающими породами. Консистенция суглинков обычно полу-
твердая, реже тугопластичная и твердая. По сравнению с моренами
они обладают меньшей плотностью (табл. 76), а в южных районах —
меньшей степенью водонасыщения (0,59—0,79).
Данные о деформационных и прочностных свойствах покровных
суглинков приведены в табл. 77. Прочностные свойства получены в ре-
зультате испытаний по схеме консолидированного сдвига, а деформа-
циотшые — при компрессионных испытаниях под нагрузкой 1.2-105 и
К северу и северо-западу от границы московского оледенения по-
кровные отложения редко приобретают лессовидный облик и почти не
302
Таблица 76
Основные показатели физических свойств покровных суглинков
Пункт опро- бования	Показатели пластичности. %		Объемная масса, г/см‘		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная пиаж. иость, %
	нижний предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета грунта		
	19,4	10,1	1,95	1,62		17,2
Сыктывкар	0.7	1,9	0,04	0,04		~8 <12,)
	20.4 , ~	Ю,2 „	•.88	1,55	0,74	20,8’
Вязьма	1.2 ,47)		— (47) 1,9	'	0.99 (34)		-^(34)	4.7 '4?>
	•8.6	•0,1	2.02 , л	1,65	0,68	21,8
Смоленск	1.9 (Мв>	2,0 (2О8)	0,06 <208>	0,07	м?*208»	^(208)
	•9.8	•2.9 ,	1.97	1,61	0,68	23,0
Загорск	3,0 <26>	—±~ (25)	0.07 <Ж)	—— (25) 0,08 ' ’	0,08 <25>	
	19,3	11,0	1,96	1,61	0,66	21,4
Щекино	1,8	2,4	0,06	0,08		—(47>
	21.2 „	13,2	1,90	1,56	0,72	25,9
Донской	— (58>	2.8 <58>	0,08	0.08 ™	-±- (36)	4у(Ь8>
	•8,0	•2,8 ,	1.93 , .	1,59	0,69	20,9
Рязань	2,4 (9в>	2.9 W	0.12 (89)	<8б>	_ (86)	2,8 ,96>
	20,0	14,7 ,	1,98 , л	1,60	0,69	22,9
Подольск	2,6 <П0)	——(ПО)	0,06 »"»	0.08	W <1,0>	зд (,,0>
	17,7 ,	•1-2 ,	1,85 ,	1,56	0,74	19,3
Коломна	2,1 <49>	^—(49)	0,11 <49>	-ЙГ«9’	0,03 (49)	3.9 М94
	•8.3	13,3	1.97	1.59	0,69	23,2
Можайск	3.1 W		— (39) 0,9	7	адГ(59>	о.ю <и»	0,10 (59>	3,3 (59>
	•8.7 , „	14,6 ,	1,96	1,59	0,71	23,5
Загорск	2,8 <126>	!,3 '12Ъ»		-7—(303) 0,09	7	7^(303) 0,09	'	тг(303>
	•7.3	18,9		2,00 ,	1.64	0,67	22,5
Москва	—<322>	(322)	0.08 «	одо <322>	о“^(322)	-£7(220>
	•8.5	16,7 ,	1,98	1,61	0,69	22,9
Подольск	2.3 (3,7)	1.7 №)	0.07 W	0.03 <3,7>	о^(317>	м’(317>
	17,7	11,0	1,88	1,52	0,72	19,0
Коломна	2.0 (Н5)	и ",3)	о.ю <"5’	0,07	о« <"5>	тг
Примечание. См. табл. 17.
обладают просадочными свойствами: коэффициент их относительной
просадочности при замачивании и дополнительной нагрузке ЗЮ5 Па не
превышает 0,003—0,01 (часто менее 0,0007). Поэтому при оценке в ка-
честве основания сооружений их следует рассматривать как обычные
глинистые грунты.
За границей московского оледенения, особенно в южной части ре-
гиона (Тульская, Калужская и Рязанская области), они приобретают
лессовидный облик, на отдельных участках переходят в лессовидные
породы и обладают заметными просадочными свойствами: коэффици-
ент относительной просадочности при дополнительной нагрузке3-105Па
303
Таблица 77
Деформационные и прочностные характеристики покровных суглинков
Пункт опробования	Число пластичности	Коэффициент пористости	Модуль об- шей дМюр- мао.ии, 10* Па	Угол внут- реннего тре- ния, градус	Сцепление, 10* Па
Смоленск			0,68 т 0,07	104 ,		0,28 , 0.17 W
Дмитров			0 66 0,09	1	“-(и» 10 ' ’		^(.0) 0,11	’
Клин		10,2 , 2,2 (34’	0,74 -^-(34)	40 —о<,5)	27 , 5,э	-^(7) 0,20 ' 1
Загорск		14,6 ,.з <1И>	(303) 0,09	’	“-(93) 41	’	66 — (,04) 51	о.зо , л 0,13 '«
Москса			0,67 	7" (322) 0,09 ' ’	60 — "92>	63 , тт"92»	0,44 »:.7 <192>
Подольск		‘ет (317>	0,69 —— (317) 0,08 ' ’	12 25-<125)	v(207)	0,24 0.13 (2ОТ>
Коломна 			0,72 0,08 (Н5)	——(49) 64	’		0-24 0,16
Тула			0,66 _ (22)		-у (23)	0,18 , 0.0S
Сасово			0,75 _ (36)		24 “Г (13) м	0,28 , 0,13 (13>
Населен			0,68	„ _ (23)	—	20 , — (1S)	0.36 , „ _ (13)
Примечание. См. табл. 17.
нередко превышает 0,01, достигая в отдельных случаях 0,057. Так как
мощность лессовидных пород здесь также увеличивается, то суммар-
ная величина условной просадки толщи здесь может составить 15 и да-
же 30 см (Среднерусская возвышенность и Окско-Донская равнина).
Покровные отложения легко размокают и размываются, часто об-
ладают тиксотропными свойствами. При промерзании наблюдается зна-
чительное пучение пород, а при оттаивании они нередко разжижаются
и теряют несущую способность. На юге описываемой территории с по-
кровными лессовидными и лессовыми породами связано образование
«степных блюдец», усиленное оврагообразование, а также формирова-
ние оплывин и оползней иа склонах речных долин (правобережьеОки).
Нерасчлеиенные морские поздне- и послеледнико-
вые отложения развиты на севере региона вдоль побережий Белого
моря, Мезенской и Чешской губ и на п-ове Канин, обычно на абсо-
лютных высотах от —26 до +7 м. Они залегают на озерно-ледниковых
и ледниковых осташковских и морских молого-шекспинских породах;
перекрываются только современными торфяниками. Мощность отложе-
ний 8--25 м, в среднем 10—15 м. Представлены они обычно в верхней
части разреза тонко- и мелкозернистыми пылеватыми, заиленными сло-
истыми песками и супесями с подчиненными прослоями средне- и круп-
нозернистых песков с галькой и гравием, супесей, суглинков и глин.
-304
К основанию толщи пески сменяются коричневато- и зеленовато-серы-
ми и темпо-серыми (до черных) заиленными глинистыми породами (от
супесей до жирных глин). По всему разрезу встречаются ракушечный
детрит и многочисленные органические остатки как в виде крупных
включений, так и в виде тонкодисперспой примеси, присутствием кото-
рой объясняется темный цвет осадков.
Значение коллоидной активности для суглинков 0,8, а для глин
1,0, что свидетельствует о преобладании в составе тонкодисперспой
фракции мало- и среднеактивпых минералов типа гидрослюд или као-
линита. Значительное содержание органического вещества, особенно
его тонкодисперспой составляющей, приводит к стабилизации мине-
ральных частиц, повышению гидрофильности пород и избыточному со-
держанию свободной, иммобилизованной воды. Результатом этого яв-
ляется высокая сжимаемость и низкая прочность этих пород.
Глинистые породы находятся па ранней стадии литификации, явля-
ются переходными от илов к мягким связным грунтам, характеризуют-
ся высокой пористостью и влажностью, часто превышающей предел те-
кучести (табл. 78), значительной сжимаемостью и низкой прочностью.
Таблица 78
Основные показатели физических свойств морских поздне- и послеледниковых
глинистых отложений в Архангельске
(по материалам ЛснТИСИЗа н ЛГИ)
Породы	Показателя	пластичности, %	Объемная масса, г/см*		Коэффициент	Естественная
	ПИЖПИЙ предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета грунта	пористости	влажность, %
Глины Суглинки Супеси	-3~(б0) 24 Т5(195) ^-(68)	22 — (50) Ti"95) V5(68)	1,35 _ (50) 1172 (186)		-^(36) 1>04 (186)	£ 5 S?| 1 5
			о.п (186) 1,78 0:>в (5о>		0,29 < 0,96	13,3 33 (89)
						4,8 (89)
Примечание. См. табл. 17«
При изучении морских поздне- и послеледниковых отложений в Ар-
хангельске средние значения компрессионных модулей деформации ока-
зались равны: глин — 7- 10е Па, суглинков — 17-10s Па, супесей —
70- 10б Па.
Вычисления по данным статического зондирования дали более вы-
сокие результаты: для суглинков 77-105 Па. Средние значения угла
внутреннего трения и сцепления при испытаниях по схеме консолиди-
рованного сдвига составили 28° и 0,13-105 Па. При этом с увеличением
естественной влажности угол внутреннего трения уменьшается, а сцеп-
ление увеличивается.
Пески морских отложений района Архангельска характеризуются
полным водонасыщением, преимущественно рыхлым сложением и час-
то (особенно их пылеватые разности) обладают плывунными свойства-
ми, связанными со значительным содержанием органики. Их объемная
масса в рыхлом и уплотненном состоянии равна соответственно 1,33 и
1,56 г/см3.
305
Модуль общей деформации песков, определенный с помощью ком-
прессионных испытаний на образцах с нарушенной структурой, соста-
вил в среднем 290-10® Па. Вычисления по данным статического зонди-
рования дали значительно более низкие результаты — в среднем
35-105 Па. По-видимому, это объясняется специфическим составом и
недоуплотненной структурой этой разности морских песков. Величина
угла естественного откоса песков изменяется от 36° в сухом состоянии
до 33° под водой. Фильтрационная способность зависит от содержания
пылеватой и глинистой фракций и органики, обычно (по лабораторным
определениям) составляет 6 м/сут, редко превышая 10 м/сут.
Водообильность песков незначительна. Воды обычно слабонапор-
ные, вне зоны влияния морских приливов пресные, гидрокарбонатные
кальциевые. В воде содержится железа от 0,3 до 4,5, реже 12 мг/л и
большое количество органики. Вдоль морского побережья наряду с
пресными встречаются солоноватые воды с минерализацией до не-
скольких граммов на литр.
Аллювиальные*отложения в разных частях региона в свя-
зи с особенностями их геологической истории имеют неодинаковое
строение. Для северных рек характерно осадкообразование в условиях
подпруживамия их неоднократными трансгрессиями моря и льдами ма-
териковых оледенений. Здесь выделяется несколько всрхнеплейстоие-
повых террас со слабо различающимися уровнями и врезами общей
шириной до 20 км, а также голоцеиовые, I надпойменная терраса (вы-
сотой 7—12 м) и пойма (высотой 5—6 м), общая ширина которых
1—6 км на Вычегде и до 12 км на Сев. Двине. Мощность отложений
изменяется от 10—15 м в верховьях Вычегды до 30—40 м в низовьях
Сев. Двины. В составе осадков преобладают отложения руслового ал-
лювия, представленного главным образом мелко- и среднезерпистыми
песками, в которых с глубиной появляется примесь гравия и гальки
(до 10%). Углы внутреннего трения мелко- и среднезернистых песков
соответственно достигают 33 и 36° (Архангельск). В низах разреза за-
легают крупнозернистые пески и гравийно-галечные отложения базаль-
ного горизонта, а венчается он пойменными сильно пылеватыми и опес-
чаненными супесями, суглинками и глинами с прослоями мелкозернис-
того пылеватого песка. Глинистые породы туго- и мягкопластичной кон-
систенции, довольно пористые (табл. 79). Для суглипков в условиях
консолидированного сдвига характерны следующие показатели: Котлас
(14 определений) — угол внутреннего трения 17°, сцепление 0,31 • 105Па;
Сыктывкар соответственно 19° и 0,28- 10s Па. Модуль общей деформа-
ции суглинков в г. Котласе при давлении до 3-10® Па изменяется от
45-10® Па до 100-105 (среднее 65-105 Па).
Старичные отложения образуют в толще руслового аллювия лин-
зы мощностью от 2 до 13 м. Они представлены текуче-, реже мягко-
пластичными суглинками, переходящими в илы. Породы отличаются
слабой уплотненностью (см. табл. 79) и низкими сдвиговыми характе-
ристиками.
В верховьях Волги аллювиальные отложения слагают две надпой-
менные террасы, высокую (5—10 м) и низкую (2—5 м) поймы, общей
шириной до нескольких километров. В составе отложений преимущест-
венно развит русловой аллювий мощностью 4—10 м, реже до 20 м.
Выше г. Зубцова он представлен песчано-гравийио-галечными осадка-
ми, которые ниже по течению сменяются песками. Пески в низах раз-
реза крупно- и среднезернистые с гравием и галькой, а ниже Калини-
на—средне- и мелкозернистые, в верхней части разреза местами пыле-
ватые. Среди песков нередки прослои и линзы супесей и суглинков.
306
Таблица 79
Основные показатели физических свойств глинистых пород аллювиального комплекса
Место опробования породы	Показатели пластичности. %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Егтсст- ВС1П.ЦЯ влажность» %
	ПИЖПИЙ предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета грунта		
		Пойменный аллювий				
Сев. Двина						
и Вычегда	19,6	22,0 м	1,89	1.44	0,83	27,4
глины	(21>	з.з <2|>	о.<и (а>	0,07	(23)	м(23>
	15.8	11,8	2,05	1.71 , .	0,59	19,0 ,
суглинки		(20)	—— (20)	(9)	—	(9)	(9)	— (И)
						
Волга						
Дубна	19.3 ....	Ю.4	1.95	1.50	0,78	30,5 , „
суглинки		9 А (11>	(4)	(4)	(4)	—- (11)
	4» 1	2,4	—		—	—
Кострома	17,0	10,8	.	1.96	1.51	0,67	21,5 ,
суглинки	2.6 <2°>	3,8 <*>	0,07	0.08 <“>	(20)	тт(2<”
Кострома	20,6	5,4	1.98	1.64	0.64	20,9
супеси	1,6	2 (27)	0.W <28)	0,06	(2«)	Т9(Ю)
		Старичный аллювий				
Сев. Двина						
я Вычегда	26.6	Ю.Я „	1,70	1.16 ,	1,34	46,9 ,
илы		(Ю)	(Ю)	-^—(10)		(10)	(Ю)	— (Ю)
	—	11	11			
	22.1	12,2 , „	1,86	1.39	„	0,95	32,7 ,
суглинки	3,9 17)	3,1 (17)			(Ю) 0,07 ' ’	33-(10)	“37(17
	19.6	5,7 , ,	1,94 А	1,50 , %	0,81 ,	29,6
•супеси	(6)	L <°>	1 (6)	(6)	(6)	37(6)
						
Примечание. См. табл. 17.
Коэффициент фильтрации супесей 0,0!—0,5 м/сут, мелкозернистых пес-
ков 1- 5, крупнозернистых песков 10—30 м/сут. В основании аллюви-
альной толщи почти повсеместно прослеживается базальный горизонт
мощностью 1—3 м, представленный выше г. Калинина галечником, ни-
же — крупнозернистым песком и галькой. В Молого-Шекснинской и
Ярославско-Костромской низменностях широко развит пойменный ал-
лювий, сложенный пылеватыми супесями и суглинками туго- и мягко-
пластичной консистенции. Показатели сопротивления сдвигу сунесей и
суглинков при исследованиях в районе г. Волгореченска (в условиях
консолидированного сдвига) составили: угол внутреннего трения 21 —
22°, сцепление 0,13-105—0,2-105 Па; модуль общей деформации в йн-
тервале давлений от нуля до 3- 10s Па варьирует у супесей от 1I5-105
до 210-105 Па (среднее 160-105 Па); у суглинков от 90-105 Па до
170-10® Па (среднее 135-105 Па). В толще песков руслового аллювия
поймы встречаются линзы мощностью до 5 м старичных иловатых су-
глинков с прослоями торфа. По составу и свойствам эти отложения
•близки к аналогичным образованиям в аллювии северных рек. Так, в
307
Дубне модуль общей деформации при давлении 2-105 Па для старич-
ного суглинка текучепластичной консистенции составил 32- 10s Па, для
суглинка текучей консистенции — 16-105 Па.
Наиболее хорошо разработаны речные долины за границей мос-
ковского оледенения (преимущественно в бассейне Оки). Здесь поми-
мо охарактеризованных ранее поймы и двух низких надпойменных тер-
рас поздпеплейстоценового возраста выделяются также две высокие
надпойменные террасы, формирование которых связывают обычно с
талыми ледниковыми водами двух стадий московского оледенения. Вы-
сота этих террас над уровнем рек соответственно составляет 25—30 и
30—40 м, а общая ширина достигает нескольких десятков километров.
Террасы цокольные, высота цоколя 10—20 м. Мощность аллювиальной
толщи обычно не превышает 5—15 м, изредка достигая 25 м.
Среднсплейстоцеиовый аллювий представлен преимущественно от-
ложениями перигляциального типа, трудно поддающимися фациально-
му расчленению. В его составе преобладают тонко- и мелкозернистые
вески с редкими линзами и прослоями супесей и суглинков мощностью
от нескольких сантиметров до 1—2 м. Только в низах толщи местами
прослеживается маломощный горизонт средне- и разнозернистых пес-
ков с редкими гравием и галькой. Физико-механические свойства ал-
лювиальных отложений высоких террас детально описаны в главах 3
и 13 и поэтому здесь не приводятся. Водообильность комплекса не-
равномерная и обусловлена мощностью водовмещающих пород и их
составом. Воды в основном пресные гидрокарбопатпые кальциевые или
магниево-кальциевые, местами сульфатно-гидрокарбонатные.
Гидрогеологические условия
Для оценки инженерно-геологических условий региона существен-
ное значение имеют грунтовые воды четвертичных ледниковых и вод-
но-ледниковых отложений, а на возвышенных водораздельных прост-
ранствах также воды дочетвертичных пород.
В толще ледниковых отложений подземные воды приурочены к
мощным песчаным толщам межморенных, а местами и межстадиаль-
ных отложений. Глубина их залегания изменяется от первых метров до
20—30 м. Воды спорадического распространения связаны также с пес-
чаными прослоями и линзами, содержащимися в толще моренных от-
ложений.
Вдоль южной и юго-восточной границ московского оледенения (Ме-
щерская, северная часть Мокшинской, Волго-Ветлужская низины)
мощный и выдержанный горизонт грунтовых вод приурочен к толще
зандровых отложений. Глубина их залегания невелика — до 3—5 м,
водообильность зависит от механического состава и мощности песков
и весьма непостоянна.
Мощные потоки грунтовых вод приурочены также к озерно-аллю-
виальным и аллювиальным отложениям долин Сев. Двины, Вычегды,
Волги, Оки и их притоков, представленным песчаными, реже гравелис-
тыми и гравийно-галечниковыми отложениями. Глубина залегания
грунтовых вод в долинах северных рек до 5 м (реже 10 м), на юге —
в долинах Волги, Оки и их притоков — до 10—15 м.
Воды четвертичных отложений преимущественно пресные, минера-
лизация возрастает с севера на юг от 0,09 до 0,3—0,5 г/л. На участках
подпитывания их водами дочетвертичных отложений (на севере —
пермских, а па западе и юге — каменноугольных) минерализация их
308
заметно повышается, но пе превышает, как правило, 1—3 г/л. По хи-
мическому составу грунтовые воды четвертичных отложений гидрокар-
бонатные кальциевые (лишь в районах распространения красноцвет-
ных порол перми — хлоридиые). В большинстве случаев воды неаг-
рессивны по отношению к бетону, иногда на участках близкого залега-
ния гипсоносных пермских пород н на площадях загрязнения их
промышленными стоками обладают сульфатной агрессивностью. Для
грунтовых вод болотных образований характерна общекислотная и
выщелачивающая агрессивность, а степень их агрессивности находится
в зависимости от степени разложения торфа.
Грунтовые воды трещинно-пластового и трещинно-карстового типа
широко распространены в западной, северо-западной н южной частях
региона и приурочены к трещиноватым и закарстованным известнякам
и доломитам главным образом каменноугольного возраста. Глубина их
залегания различна: на участке Онсго-Двинского водораздела она до-
стигает 10—20 м; на Валдайско-Онежско-Белозсрском плато и водо-
разделе Онеги и Вытегры — 5—10 м; на юге региона — превышает
20 м. Водообильность пород весьма различна и определяется степенью
их закарстованпости. Воды дочетвертичных отложений преимуществен-
но слабо минерализованы — минерализация колеблется от 0,2 до
0,5 г/л, гидрокарбонатные магниево-кальциевыс, неагрессивны. На
участках развития гипсоносных пермских отложений на небольшой глу-
бине залегают воды с повышенной минерализацией и повышенным со-
держанием сульфатов и хлоридов, обладающие сульфатной агрессив-
ностью.
Современные геологические процессы
На территории региона развиты разнообразные геологические про-
цессы. Наиболее существенную роль играют карст, оползни, заболачи-
вание.
Карстовые процессы развиты на западе и северо-западе ре-
гиона, в его южной части и в пределах Окско-Цнннского вала и свя-
заны главным образом с растворимыми породами карбонатной и га-
логепно-карбонатной формаций. Преобладает покрытый тип карста.
Поверхностные формы карста представлены обычно воронками диа-
метром от 1—2 до 100 м (в редких случаях до 200 м) глубиной от 2—6
до 30 м. Для гипсово-ангидритовой толщи характерны крутые и глу-
бокие воронки, а для загипсованных песчаников и мергелей — блюд-
цеобразные (долина Пинеги, низовья Мезени). Воронки обычно сухие,
с заиленным дном, иногда с поглощающими поморами; реже они за-
полнены водой и образуют небольшие карстовые озера. Карстовые яв-
ления интенсивно развиваются и в настоящее время. В воронке-озере
близ Ясной Поляны лес затоплен на 1—1,5 м, что указывает на срав-
нительно недавнее образование карстового озера. У г. Щекино в одном
из карстовых озер дважды, в 1931 и в 1944 гг., наблюдались провалы
с обрушением берегов озера высотой до 15 м. В 1946 г. на берегу Оки
к юго-востоку от Рязани была обнаружена современная провальная
воронка диаметром около 50 м и глубиной 8 м. Свежие карстовые про-
валы отмечены в районе Коврова и в других местах.
Глубинный карст проявляется в провалах и подземных полостях
(до 10 м), заполненных иногда доломитовой мукой. Нередко встреча-
ются подземные горизонтальные и наклонные полости, каверны разме-
ром от 10 см до 4,5 м, с которыми связаны исчезающие реки и выходы
крупных карстовых источников.
309
Оползневые процессы наиболее развиты в южной, более вы-
сокой и расчлененной эрозией части региона. Им подвержены чаще
всего каменноугольные, юрские и в меныпей степени меловые глинис-
тые породы, а также четвертичные отложения, обнажающиеся в бор-
тах речных долин и оврагов. С каменноугольными отложениями связа-
но большинство оползней в Московской, Тульской, Калужской и Смо-
ленской областях. Наиболее подвержены оползням подмываемые бере-
га Оки, Волги и других рек высотой 15—30 м и крутизной до 15°, в
строении которых принимают участие глины малевского, упинского, ка-
ширского и верейского горизонтов. Оползни фронтального тина протя-
женностью от 0,2 до 3 км захватывают склон на всю высоту. Мощность
их 24—55 м. Оползневые процессы в глинистых юрских отложениях
широко распространены на территории Московской, Тульской и Рязан-
ской областей. Основным деформируемым горизонтом являются окс-
фордские и киммерийские глины. Оползни развиваются на подмывае-
мых берегах Оки, Москвы-реки и их притоков, высота склона которых
колеблется от 10 до 70 м, а крутизна — от 9 до 17°. Оползни фрон-
тального типа, глубокие, крупные, мощностью 25—85 м, протяженно-
стью от 250 м до 4 км. На малых реках при залегании юрских глин в
верхней части склона легко развиваются висячие оползни. Основными
оползнеобразующими факторами для этих отложений являются речная
и овражная эрозия, подрезка склонов в результате строительных ра-
бот и абразионная деятельность водохранилищ. Гидрогеологические ус-
ловия и климатические факторы лишь в той или иной степени способ-
ствуют этим процессам. На ряде оползневых участков (Фили—Кунце-
во, Ленинские горы, Коломенское) осуществлены противооползневые
мероприятия (выполаживание склонов, защита их от размыва, при-
грузки в нижней их части; дренирование подземных и отвод поверх-
ностных вод). В результате активность оползневых процессов заметно
снизилась.
Оползни в четвертичных отложениях развиты повсеместно, за ис-
ключением районов с редкой и неглубокой овражно-балочной сетью.
Оползневым деформациям подвержены склоны, сложенные водно-лед-
никовыми суглинками высотой 5—7 м и более при крутизне 20—30°.
Оползни имеют небольшую протяженность (первые десятки метров) и
циркообразную форму. Тело оползня состоит из одного или нескольких
блоков, в той или иной степени разбитых трещинами (оползни скольже-
ния) или превращено в беспорядочно перемятую, сильно увлажненную
массу грунта (оползни разжижения). Стенки срыва оползней крутые,
почти вертикальные, высотой от 0,2 до 2 м; мощность оползней нередко
достигает 10 м (Ленинские горы). Основными оползнеобразующими
факторами являются: эрозионная деятельность водотоков (на подмы-
ваемых склонах), искусственная подрезка склонов, взвешивающее дав-
ление ближнего к поверхности водоносного горизонта, гидродинамиче-
ское давление и др. В качестве противооползневых мероприятий при-
меняются уположение склонов, отвод талых и дождевых вод, защита
от подмыва водотоками и др.
ГЛАВА 15
ВОРОНЕЖСКАЯ АНТЕКЛИЗА
Регион расположен в центральной части Русской равнины и вклю-
чает две геоморфологические области, заметно различающиеся по
строению рельефа: Среднерусскую возвышенность и Окско-Донскую
310
низменность. Первая, занимающая северную и западную части терри-
тории, хотя и называется возвышенностью, но по своим абсолютным
отметкам и строению рельефа больше напоминает приподнятую равни-
ну с пологохолмистым, пологоувалистым или пологоволнистым рель-
ефом. Абсолютные отметки водоразделов почти повсеместно превыша-
ют 220 м, достигая на севере региона 270—290 м, относительные от-
метки — 80—140 м. Коэффициент расчлененности изменяется в пре-
делах 1,2—2,2 км/км2.
Поверхность северной части возвышенности несколько сглажена
ледниковыми осадками, покрывающими водоразделы и выполняющими
понижения рельефа. Строение речных долин здесь тесно связано с со-
ставом и свойствами размываемых пород. В местах неглубокого зале-
гания известняков девона долины глубокие, узкие, со скалистыми об-
рывистыми склонами, в местах распространения мезокайнозойских тер-
ригенных отложений широкие, с плавными очертаниями и резко выра-
женной асимметрией.
Окско-Донская низменность, занимающая восточную часть регио-
на, представляет собой пониженную равнину с выравненным, слабо рас-
члененным рельефом. Абсолютные отметки широких плоских водораз-
делов нс превышают 115—200 м, относительные — 20—50 м. Коэффи-
циент расчленения на большей площади 0,3—0,8 км/км2 и только мес-
тами возрастает до 1,2—1,6 км/км2. Участки со значительным количест-
вом оврагов встречаются на левобережье р. Цны (у Тамбова), Допа
(южнее Воронежа), в верховьях Цны и Савалы, а также на правых
склонах долин Битюга, Хопра и Вороны. Район с высоким эрозионным
расчленением, где оврагами прорезаны почти все склоны, а глубина
вреза овражно-балочной сети достигает 15 м, занимает также между-
речье Дона и Воронежа. Долины рек широкие, асимметричные с кру-
тым правым (10—30°) н пологим левым склонами (3—10°). Ширина
террас на левом берегу обычно значительно больше, чем на правом.
Так, у р. Воронеж ширина террас на левом берегу достигает десятков
километров, на правом не превышает первых сотен метров.
Гидрографическая сеть региона принадлежит бассейнам Волги, До-
на и Днепра. По режиму реки относятся к типично равнинным: весен-
ний сток составляет 70—80%, средние уклоны рек 0,00015—0,00025.
Источником питания являются в основном талые (59%) и грунтовые
(20%) воды. Средний модуль поверхностного стока изменяется от
5 л/с с 1 км2 на севере до 3,7 л/с на юге.
Климат региона умеренно континентальный со среднегодовой тем-
пературой воздуха 4—6°. Среднегодовое количество осадков изменяется
от 270 до 800 мм (чаще 500 мм). Коэффициент увлажненности на
Среднерусской возвышенности 1,3; на Окско-Донской низменности
1,0. Глубина промерзания изменяется в зависимости от состава почв от
0,3 до 0,8 м.
Большая часть территории региона располагается в пределах ле-
состепи, юго-восточная его часть относится к степной зоне. В почвенном
покрове па северо-западе региона преобладают серые лесные почвы и
выщелоченные черноземы, в центральных и южных районах - черно-
земы, а по долинам рек — дерново-подзолистые почвы.
Геологическое строение, инженерно-геологическая
характеристика пород
Воронежская антеклиза представляет собой крупное асимметрич-
ное сводовое поднятие, связанное с выступом кристаллического фунда-
мента. В центральной части антеклизы кристаллические породы зале-
311
гают под покровом мезокайнозойских отложений иа глубине до 200 м,
на абсолютных отметках выше нуля. Эта наиболее приподнятая часть
антеклизы прослеживается от обнажений гранитов в долине Допа в
районе города Павловска и Богучар, к Курску и далее иа северо-запад.
Отсюда поверхность кристаллических пород неравномерно погружает-
ся в разные стороны. Наиболее крутой южпый склон антеклизы обра-
щен к Днепровско-Донецкой впадине, здесь на размытую поверхность
гранито-гнейсов ложатся отложения карбона. Восточный и северный
склоны более пологие и сложены отложениями девона. Северный склон
тянется на сотни километров, переходя в южпый склон Московской си-
неклизы.
Как положительная структура Воронежская аптеклиза развивалась
начиная с рифейского времени в течение всего каледонского, гернин-
ского и первой половины киммерийско-альпийского этапов. Перестрой-
ка структурного плана юга Русской платформы в олигоцен-миоцено-
вую фазу тектонической активности привела к образованию па терри-
тории Воронежской антеклизы двух наложенных неотектонических
структур: положительной, отвечающей Среднерусской возвышенности
(Среднерусская аптеклиза, по Г. И. Раскатову), и отрицательный—Ок-
ско-Донской впадине. Первая из них в известной мерс повторяет древ-
нее поднятие, но максимальные высоты возвышенности резко смещены
к северу от оси выступа фундамента. Окско-Донская пизменпостьпред-
ставляст собой новообразование — широкий прогиб, выполненный тол-
щей неоген-четвертичных отложений.
В характере современного рельефа и строении осадочного чехла
(мощность отложений, распределение фаций) отчетливо проявляются
как унаследованные черты, связанные с древней структурой, так и чер-
ты, обязанные преобразованиям, произошедшим в кайнозое. В строе-
нии Воронежской антеклизы принимают участие два структурных ме-
гакомплскса (кристаллический фундамент и осадочный чехол), которые
могут быть, в свою очередь, подразделены на ряд структурных этажей
(рис. 52, 53).
Добайкальский структурный этаж. Кристаллические породы архея
и протерозоя слагают ядро Воронежской антеклизы. Петрографичес-
кий состав их разнообразен. Преобладают породы высокой степени
метаморфизма — гнейсы, кварциты, биотит-кварцевые сланцы и фил-
литы. Интрузивный комплекс представлен в основном гранитоидами.
Широко распространены мигматиты. Все породы кристаллического
фундамента в свежем состоянии отличаются высокой прочностью, ма-
лой сжимаемостью и могут служить надежным основанием для соору-
жений любого типа.
Местами на кристаллических породах сохранилась древняя площад-
ная кора выветривания. Мощпость ее колеблется от 5—10 до 30—40 мт
изредка достигает 60 м. Не исключено, что в пределах региона могут
быть встречены и линейные коры выветривания большой мощности,
связанные с зонами дробления и разломов. Характерный профиль вы-
ветривания на кварцево-полевошпатовых породах (амфиболитах, гра-
нитах, гнейсах) выглядит следующим образом (снизу—вверх): а) зопа
свежих пород с временным сопротивлением раздавливанию 400-105—
500-10Б Па и более, незначительной пористостью до 7% и слабой тре-
щиноватостью; б) зопа ослабленных и сильно трещиноватых пород
(рухляк) с временным сопротивлением раздавливанию 100-105 —
400-105 Па. Наблюдается разложение полевых шпатов с образовани-
ем гидрослюд и значительное увеличение пористости до 5—15%; в) зо-
на структурного элювия (сапролит) с почти полным разложением пер-
312
вичных минералов, значительным ослаблением кристаллизационных
связей и пористостью до 25—45%. Временное сопротивление раздавли-
ванию пород снижается здесь до 3-105—5-Ю5 Па. Состав элювия за-
висит в большей степени от состава подстилающих пород (табл. 80).
Кора выветривания кристаллического фундамента обычно обвод-
нена. В сводовой части структуры, где кора частично размыта, мощ-
Рис. 52. Схематическая карта распространения формаций дочетвертичных и геолого-
генетических типов четвертичных отложений Воронежской антеклизы. Генетические
типы отложений- 1 — аллювиальные среднс-верхнеплейстоцсновые и голоценовые
(а II—IV); 2 — водно-ледниковые днепровские и московские (f. IgUd— m); 3 —
морена днепровского оледенения (gild). Формации: 4 — терригенная палеоген-
неогена (Р—/V); 5 — мергельно-меловая позднего мела (Кг); 6 — терригенная позд-
ней юры — раннего мела (/з—Л|); 7 — карбонатная позднего дезона (1>з)
пость обводненной зоны обычно невелика — до 10 м, с погружением
фундамента увеличивается до 20—50 м.
Герцинский структурный этаж образован отложениями девона,
развитыми в пределах всего северо-восточного склона Воронежской ан-
теклизы и каменноугольными отложениями, слагающими ее юго-запад-
ный склон. Последние залегают на большой глубине и практического
значения для строительных сооружений не имеют.
313
Таблица 80
Основные профили коры выветривания на метаморфических породах
(по И. И. Гинзбургу и А. И. Никитиной)
Биотито мусковнто- вые кристаллические сланцы	Гнейсы		
	биотитовыс	мусковнто-бногитовые	биотите мусковитовые
Гидрослюдистая зо- на мощностью 16—18 м	нонтронито-гндрослю- дистая зона мощ- ностью 3—17 м	гидрослюдистая зона мощностью 3—5 м	гидрослюдистая зона с небольшой примесью монтмориллонита мощностью 12—15 и
Каолинитоввя с обо- дренным горизон- том мощностью 10—12 м	монтмориллонитовая зона мощностью 5-17 м	монтмориллонитовая зона мощностью 3—5 и	каолин итовая зона с го- ризонтом	обохреп- ных каолинитов мощ- ностью 15—17 м
Девонские отложения слагают моноклиналь, постепенно (2—
10 м/км) погружающуюся на северо-восток, где примерно на широте
Тулы она переходит в юго-западное крыло Московской синеклизы. Они
Рис. 53. Схематический геологический разрез Среднерусской возвышенности (по'
материалам ГУЦР).
1 — четвертичные отложения. Формации дочетвертичных отложений: 2 — терри-
генная палеогеновая (₽); 3 — мергельно-меловая позднего мела (Кг)-, 4 — терри-
генная поздней юры — раннего мела (Уз—Ki); 5 — карбонатная позднего девона
(D3); 6 — карбонатно-терригенная средего — позднего девона (Dt-3), 7 —ин-
трузивно-метаморфические породы архея-протерозоя (А—PR); 8 -- граница
между формациями
образуют две формации: нижнюю — карбонатно-терриген-
ную, охватывающую средний девон, нижнюю часть верхнего девона,
и верхнюю — карбонатную, включающую отложения верхнего де-
вона от верхнещигровского горизонта и выше. В строении первой фор-
мации преобладают пески и глины, отложившиеся в условиях мелкого
314
моря, во второй — известняки и доломиты, накопившиеся в открытом
морском бассейне с ослабленным терригенным сносом. Терригенные
песчано-глинистые осадки в карбонатной формации встречаются в ви-
де отдельных прослоев мощностью 2—3, редко 5 м.
Глины каолипитово-гидрослюдистые, часто опесчапенные и извест-
ковистые. Их инженерно-геологические свойства были изучены при
изысканиях под Семилукский и Коротоякский гидроузлы на Дону и в
некоторых других пунктах территории (табл. 81).
Таблица 81
Основные показатели физических свойств девонских глин
Пункт опробова- ния	Показатели пластичности, о/ ,0		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влажность, а 1 /0
	нижний предел	ЧИСЛО пластичности	влажного грунта	скелета грунта		
Семилуки	24	23 /871	2111 /861	1,80	°’52 / 851	18 /861
	с (<>') э	5 (87)	0,34 ( *	0,14 ('8)	0,12	з (80)
Коротояк	20	19	2,16	1186 /621	°’50 /521	16 /51
	4 <С0>	7 (б°)	о.и (53)	0,16	0,13	4 (5)
Орел При	21	20 /81	1>96 т	1159 /71	°’75 /171	23 /81
	5 (8) меча и не. (	4 (8) 2м. табл. 17.	0,12 ( )	0,16 ( *	0,17 J	5 (8)
Глины имеют, как правило, твердую и полутвердую консистенцию.
Значение компрессионного модуля общей деформации глин, получен-
ные при изысканиях Коротоякского и Семилукского гидроузлов, при
нагрузках от 0 до 2-10® Па находились в пределах от 23-105 Па до
500-105 Па (среднее 113-105 Па), при нагрузках от 0 до 4*105 Па —
от 35-105 Па до 500- 10s Па (среднее 157-105 Па).
Пески разной зернистости, чаще тонко- и мелкозернистые, с гра-
вием н мелкой галькой, нередко сцементированные известковым и из-
вестково-доломитовым цементом в слабые песчаники с временным со-
противлением сжатию 130*105—300-105 Па. Известняки, принимающие
участие в строении формации, микро- и мелкозернистые, нередко орга-
ногешю-обломочные, часто доломитизироваппые, иногда песчанистые,
с временным сопротивлением раздавливанию 300*1О5—500*105 Па.
Иногда наблюдается переслаивание слабых и более крепких разностей.
Сопротивление раздавливанию слабых разностей известняков падает
до 170-105—130-105 Па. Доломиты тонко- и мелкозернистые, нередко
песчанистые и окремнелые, с временным сопротивлением раздавлива-
нию 630* 105—750* 105 Па.
Во время континентального перерыва, наступившего после накоп-
ления отложений среднего девона и продолжавшегося до средней юры,
карбонатные породы подвергались интенсивному выветриванию, с об-
разованием щебнистого элювия и весьма своеобразного образования,
получившего название доломитовой муки. Исследование доломитовой
муки в районе Орла, Мценска и Данкова показало, что опа на 85%
состоит из частиц фракции пыли; содержание глинистых частиц 5—
10%. Последние придают муке некоторую цементацию и глинистые
свойства. Плотность ее в среднем 2,72 г/см3; объемная масса —
1,92 г/см3; объемная масса скелета — 1,7 г/см3; естественная влаж-
315J
ность — 15%; коэффициент пористости — 0,57. Консистенция в боль-
шинстве случаев пластичная. Избыточное увлажнение придает доло-
митовой муке плывунные свойства. Более подробную характеристику
доломитовой муки можно найти в описании Московской синеклизы
(см. гл. 14).
Водообильность пород формаций неравномерна и обусловлена не
только фациальной изменчивостью, степенью трещиноватости пород, но
и особенностями строения рельефа. В области питания распространены
преимущественно пресные гидрокарбонатные воды. С глубиной минера-
лизация их возрастает.
Киммерийско-альпийский структурный этаж. Сложная история гео-
логического развития региона на киммерийско-альпийском этаже
(см. гл. 2) определила большое разнообразие осадков, сформировавших-
ся в это время. С известной схематизацией в строении разреза можно
выделить три формации: нижнюю — терригенную поздней юры — ранне-
го мела, мергельно-меловую позднего мела и верхнюю — терригенную
палеогена — неогена.
Терригенная формация объединяет весьма пестрые по со-
ставу осадки средней и верхней юры и пижнего мела, сформировавшиеся
в основном в мелководном морском бассейне с мигрирующей бере-
говой линией, а временами — ив континентальных условиях. Наиболее
полно разрез отложений представлеп на юго-западном склоне Воро-
нежской антеклизы, где они перекрыты мощной толщей верхнемеловых
и кайнозойских отложений и залегают на глубине 200—500 м. На се-
веро-восточном склоне их распрострапенис ограничено двумя участка-
ми: один — западнее линии городов Ефремов — Ливны, второй — вос-
точнее линии городов Липецк—Тамбов—Борисоглебск. Породы форма-
ции залегают здесь на глубине менее 100 м и в долинах рек часто
выходят на поверхность. В центральной части региона, вдоль долины
Дона они размыты. По условиям образовапия, составу и свойствам
пород терригенная формация делится па три комплекса: 1) континен-
тальных озерно-болотных отложений; 2) морских мелководных отло-
жений и 3) лагунпо-эпиконтипептальпых отложений. Первый комплекс
объединяет породы средней и верхней юры, второй — верхней юры и,
наконец, третий включает отложения нижнего мела и сеномана. Инже-
нерно-геологическая характеристика комплексов приводится в основном
по работе И. Г. Коробановой (1970).
Комплекс континентальных озерно-болотных от-
ложений представлен глинами с прослоями тонко- и мелкозернистых
песков и алевритов. Глины темпо-серые пылеватые или тонкопссчаиые,
часто битуминозные. Содержание глинистой фракции в них составляет
30—40%, алевритовой — 30—55, песчаной — 10—15%. Глины облада-
ют цементационными структурными связями, которые обусловлены вли-
янием органического вещества (до б%), присутствующего в породах
как в тонкорассеянном виде, так и в виде небольших скоплений. Гли-
ны средней степени уплотненности и дегидратироваипости, и их естествен-
ная влажность нередко ниже границы раскатывания (табл. 82), что сви-
детельствует о их твердой консистенции. Предел прочности глин при
одноосном сжатии обычно 2-105—5-105 Па, а некоторых сильно битуми-
нозных разностей, сцементированных органическими и органо-мине-
ральными коллоидами, достигает 20- К)5—26-105 Па.
Пески тонко- и мелкозернистые пылеватые и глинистые с прослоя-
ми вязкопластичных глин и алевритов, часто переходящие в супеси.
Присутствие в них примеси высокоактивной тонкодисперсной фракции
(5—17%), содержащей высокогидрофильные органические и органо-
316
Таблица 82
Основные показатели физических свойств глинистых пород терригекюй формации
11ункт опробова- ния	Показатели пластичности. %				Объемная масса, г/см*				Коэффициент пористости		Естественная влажность, %	
	инжппП предел		число пластичности		влажного грунта		скелета грунта					
				Озерно-болотные отложения								
Белгород	26	- / 1 кч	23		2,05	(15)	1,75	(15)	0,56	(15)	18	
	4	(15)	3	(15)	0,06		0,07		0,06		4	" (15)
Там же	23		13		2,12	(30)	1,79	(30)	0,50	(30)	18	
	5	(30)	2	(30)	0,10		0,09		0,09		4	(30)
				Морские мелководные			отложения					
Орел	22		28		1,98	(183)	1,57	•(186)	0,74	(205)	24	_ /1 0*74
	6	- (207)	11	(207)	0,08		0,12		0,13		5	- (187)
Губкин	19		12		1,99	(40)			0,64	(40)	22	
	5	 С40)	3	- (40)	0,07				0,08		3	" (40)
Там же	21		25	/ОГИ	2,10	(30)			0,66	(30)	23	_ гол4
	4,2	' (30)	4	(30)	0,10				0,07		3	- (30)
Район	24		35		2,01	(30)	1,60	(30)	0,73	(30)	26	_ /ОЛ4
Курска-	2	(Д>)	3	(2Ь)	0,05		0,07		0,08		3	(30)
Белгород	27		24	/осн	2,08	(20)	1,72	(20)	0,59	(20)	20	
	4	“(20)	5	(2V)	0,08		0,09		0,09		3	(20)
Там же	24		13		2,12	(40)	1,80	(40)	0,51		18	
	5	' (40)	2	(40)	0,09		0,13		0,10	(40)	5	’ (40)
			Лагунно-эпиконтинентальные отложения									
Орел	17		20		1,98	(26)	1,63		0,65	(25)	24	
	4	(43)	7	(43)	0,09		0,12	(25)	0,12		5	- (43)
Липецк	17		11		1,95	(136)	1,70	(136)	0,63	(136)	15	- /‘ЮС 4
	3		5	“(206)	0,13		0,18		0,14		5	-(206)
Белгород	21	. /104	17	_ /1 Q\	2,08	(13)	1,70	(13)	0,65	(13)	24	
	8	 (13)	1	- (13)	0,13		0,22		0,21		8	 (13)
Примечание. См. табл. 17.
минеральные коллоиды, обеспечивает слабые структурные связи плас-
тифицированно-коагуляционного или стабилизационного характера.
В естественном состоянии тонкие пески способны сохранять форму и
характеризуются пределом прочности от З Ю5 до 8-IO5 Па. Дополни-
тельное увлажнение, вибрация и другие динамические воздействия при-
водят к нарушению их структурных связей, разжижению и оплыванию.
Некоторые разности батских песков приближаются во своим свойствам
к истинным плывунам. Они характеризуются очень малым сцеплением
между частицами, тиксотропностью, малой водопроницаемостью и во-
доотдачей и большой водоудерживающей способностью.
317
Комплекс морских мелководных отложений пред-
ставлен в основном топкодисперспыми, реже пылеватыми глинами с
содержанием глинистой фракции 50—80%. В тонкодисперспой фракции
преобладают гидрослюды, которым сопутствуют каолинит и редка
монтмориллонит. Содержание органики не превышает 1,8%. Текстура
глин тонкослоистая. Глины, не затронутые процессами выветривания,,
характеризуются довольно высокой влажностью — 25—30%, в зоне
аэрации она снижается до 17—24% (см. табл. 82). Породы находятся
в полутвердой консистенции, что свидетельствует о значительной их уп-
лотненности. При взаимодействии с водой они гидратируются, причем
величина набухания изменяется от 7 до 17%, а давление набухания —
от 1 -105 до 8-Ю5 Па. Глины характеризуются сравнительно невысокой
сжимаемостью - компрессионный модуль общей деформации 300-106—
400 • Ю5 Па и высокой прочностью, связанной с присутствием в их со-
ставе карбонатов (10—25%) и кремнезема (2—20%). Разрушение
структуры начинается при напряжениях 20-105—30-105 Па. При не-
больших глубинах залегания (до 10 м) глины затронуты выветривани-
ем и разуплотнены. Влажность их увеличивается до 38%, коэффициент
пористости превышает 1. Консистенция обычно полутвердая или туго-
пластичная. Разуплотненные, выветрелые глины обладают пониженной
прочностью и повышенной сжимаемостью. Предел прочности таких,
глин при одноосном сжатии составляет 2-Ю5—3-105 Па, модуль общей
деформации при нагрузках 3-105 Па пе превышает 50* 105 Па.
Глины образуют сравнительно мощную (до 30 м) и достаточно вы-
держанную водоупорную толщу, определяющую условия циркуляции
подземных вод в выше- и нижележащих отложениях.
Комплекс лагунно-эпиконтинентальных отложе-
ний объединяет отложения неокома, апта, альба и сеномана. В со-
ставе первого преобладают алевриты, в составе остальных — кварце-
вые и глауконнто-кварцевые мелко- и тонкозернистые пески. Встреча-
ются прослои н линзы глин, а также крепких фосфоритовых песчани-
ков и желваков, часто сцементированных в фосфоритовую плиту. В нео-
комских алевритах фракция пыли составляет 50—60%, тонкого и мел-
кого песка — 25—40%, тонкодисперсная фракция — 10—15% и орга-
ническое вещество — 5—6%. Песчаная и пылеватая фракции состоят
в основном из кварца (80—95%), тонкодисперсная — из каолинита н
гидрослюд. Породы характеризуются сравнительно слабой водопрони-
цаемостью и плохой водоотдачей. Из-за присутствия высокоактивной
тонкоднсперсной составляющей породы при влажности ниже границы,
текучести в естественном состоянии обладают небольшим структурным
сцеплением. Предел прочности их при одноосном сжатии 0,5 • 105—
4-10° Па. В связи с преобладанием песчано-алевритовой фракции, вы-
сокой гидратировапностью, слабой водопроницаемостью и высокой во-
доудерживающей способностью неокомские породы склонны к дефор-
мациям плывунного типа. Коэффициент фильтрации песков до 5 м/сут*
только местами в отложениях апт — альба встречаются отдельные слов
песков с коэффициентом фильтрации до 20 м/сут и более. Такие пески-
отличаются хорошей водоотдачей. Породы обладают ничтожно малым
межчастичным сцеплением, легко разжижаются и оплывают при очень
малых нарушающих напряжениях. Разжижение и оплывание происхо-
дит в результате механических воздействий при вибрации и при гидро-
динамическом давлении. Такие породы могут создавать опасность плы-
вунных деформаций и механической суффозии. При больших напорных
градиентах потока подземных вод в карьерах они могут разрыхляться
на большой площади и глубине с образованием провальных воронок^
318
Воды, содержащиеся в песках, в основном гидрокарбонатныс кальцие-
вые с минерализацией 1—2 г/л.
Глины песчанистые, бесструктурные, иногда сланцеватые, сильно-
уплотненные. В естественном состоянии в воде не размокают. Глинис-
тая составляющая представлена каолинитом, подчиненную роль игра-
ют гидрослюды и монтмориллонит. Тем не менее они обладают высо-
кой коллоидальной активностью, что объясняется значительным содер-
жанием в глине органического вещества (0,8—7,2%), способствующего
образованию структур, близких к стабилизационным. Высокая коллои-
дальная активность тонкодисперсного материала повышает водоудер-
живающую способность и наоборот снижает водопроницаемость. Пре-
дел прочности при одноосном сжатии 9-Ю5—18-105 Па. В широком ди-
апазоне напряжений, при нагрузках, не превышающих предел прочно- .
сти, глины способны проявлять деформации типа ползучести. В рай-
оне Рыльска широко развиты аргиллитоподобпые глины. Они облада-
ют большой прочностью, но при нарушении цементационных связей
она резко снижается. Так, например, предел прочности при одноосном
сжатии падает с 45-105 до 13-105 Па. Набухаемость при этом возрас-
тает от нуля до 22%.
Мергельно-меловая формация позднего мела объ-
единяет толщи мергелей и писчего мела мощностью около 200 м. В раз-
резе формации мергель составляет около 60%, писчий мел — 35—40%.
Встречаются прослои глин и песков, составляющие не более 5% раз-
реза. В основании обычно залегает меловой песок (сурка) или песча-
ный мел. До глубины 50 м мергели обычно сильно трещиноваты и не-
редко раздроблены в мелкую щебенку и дресву, глубже — монолит-
ные, крепкие. В воде мергели не набухают, не размокают, и их проч-
ность прн этом снижается очень незначительно. Временное сопротив-
ление раздавливанию колеблется от 13-105—30-105 Па в верхней ча-
сти толщи до 30-10s—55-106 Па в нижней.
Писчий мел, как и мергели, в верхней части толщи до глубины
40—50 м захвачен выветриванием и содержит прослои мягкого глино-
подобного, а на отдельных участках переотложенного мела. В этой
зоне мел сильно трещиноват и часто разбит на глыбы и отдельные об-
ломки, промежутки между которыми заполнены мучнистыми продук-
тами разрушения. Мощность трещиноватой зоны увеличивается в до-
линах рек и уменьшается на водоразделах. В естественном состоянии
предел прочности иа раздавливание у мела с ненарушенной структу-
рой около 20- 10б Па. При нарушении последней и при взаимодействии
с водой его прочность резко снижается. Иногда мел проявляет плывун-
ные свойства. Основные показатели физических свойств писчего мела,
мергеля и глины в зоне выветривания по отдельным пунктам опробо-
вания приведены в табл. 83.
Обводненность пород формации неравномерна по площади распро-
странения; дебиты родников изменяются от 0,01 до 20 л/с, изредка бо-
лее. Воды гидрокарбонатные кальциевые или магниевые с минерализа-
цией до 1,2 г/л и повышенным содержанием железа.
Терригенная формация палеогена — неогена охва-
тывает разнообразные по генезису и составу осадки. В ее составе вы-
деляются три комплекса: 1) морских мелководных отложений палеоге-
на; 2) континентальных и лагунных отложений среднего — позднего
миоцена; 3) морских мелководных отложений позднего миоцена.
Комплекс морских мелководных отложений палео-
гена представлен песками с прослоями глин, реже мергелей, песча-
ников, супесей и суглинков. Верхняя и нижняя части разреза сложены
319
Таблица 83
Основные показатели физических свойств пород мергельно-меловой формации
(в зоне выветривания)
Пункт опробова- ния	Породы	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естествен- ная влаж- ность. %
		нижний предел	число пластич- ности	влажного 1рунта	скелета грунта		
		17	9	1,90		0,83	зо
Губкин	мел	— (12)	“Г (12) О	0,94 (2°>	—	0,14 <»>	— (20) <э
		24	9	1,88 л	1,18	„	0,84	27
Белгород	мел	— (40)	“Г (40) О	0.08 <«>	о.ю <*”	W40)	— (40>
		26	„	10 . ,	1,90 , ч	1.52	„	0,78	25
Белгород	мергель	— (4°)	— (40)	0.08 (40>	—— (40) 0,13 4 '	0,15	— (40)
		41	25	1,69	1,18	1.30 ,	45 _ ,
Брянск	глина	— (30)	, (30) 4	0.08 (30)	—	(30) 0,14 ' ’	|м^(30)	— (3°>
Примечание. См. табл. 17.
преимущественно песками с прослоями песчаников и глин, в средней
обычно преобладают глины. Мощность отложений до 40 м.
Пески в основном мелко- и тонкозернистые, полевошпатово-кварце-
вые, часто с высоким содержанием глауконита средней плотности. Угол
естественного откоса песков в сухом состоянии 36—45°, под водой 26—
40°. В водонасыщенном состоянии пески часто обладают плывунными
свойствами.
Глины тяжелые, плотные, твердой и полутвердой консистенции с
числом пластичности 25—30, изредка до 50. Содержание тонкодисперс-
ной фракции в них 60—70%, пылеватой 15—20%, песчаной 10-15%.
По минералогическому составу глины монтмориллонитовые с примесью
гидрослюды и каолинита. Они сильно набухают при замачивании, а
при высыхании растрескиваются на тонкие плитки.
Комплекс континентальных и лагунных отложе-
ний среднего — позднего миоцена выполняет глубокие эрози-
онные ложбины — прадолины. Одна из самых крупных прадолин
прослеживается в меридиональном направлении в восточной части Ок-
ско-Донской впадины. Ширина ее 20—50 км, глубина 80 -120 м
(рис. 54). В основании комплекса залегают типично аллювиальные
осадки, сменяющиеся выше озерпыми, озерно-болотными и, наконец,
отложениями опреспепных лиманов. По литологическому составу это
преимущественно среднезерннстые пески с гравием и галькой в осно-
вании слоя, переходящие вверх по разрезу в глины с подчиненными
прослоями алевритов (ламкинская свита). Мощность песков до 50 м,
глин до 70 м. В разрезе толщи глин чередуются тяжелые, массивные
разности и песчано-алевритовые со слоистостью типа ленточпой. Со-
держание глинистой фракции изменяется от 60 до 90%, пылеватой —
от 6 до 40 и песчаной — от 0,5 до 4%. Среди минералов глинистой
фракции преобладают гидрослюды с примесью (местами значитель-
ной) монтмориллонита и каолинита. Комплекс морских мелко-
водных отложений позднего миоцена сохранился лишь в
восточной части Окско-Донской впадины (горелкинская свита). В при-
320
брсжной зоне он представлен мелко- и тонкозернистыми песками и
алевритами с прослоями глин, в центральной — глинами с прослоями
алевритов, реже пылеватых песков. Глины тяжелые с содержанием
тонкодисперсной фракции 60—70%, песчаной и алевритовой от 5 до
16%. По минеральному составу глины монтмориллонитовые с при-
месью гидрослюды и каолинита. Глины сильно набухают, а при высы-
хании раскалываются на топкие плитки. Максимальная мощность го-
релкипских слоев 20 -30 м, чаще 10 -15 м. Севернее Моршанска в со-
ставе миоценовых отложений преобладают пески (Иосифова, 1972).
ШИ*

Рис. 54. Схематический разрез четвертичных и неогеновых отложений Окско-
Доиской равнины.
Четвертичные отложения: I — аллювиальные (а III—IV) поздпеплейеюценовые и
голоценовые; 2 — лсссы и покровные образования (рг 11- -III) средне- и поздие-
плейстоцеповые, 3 — водно-ледниковые среднеплейстоценовые (днепровские и мо-
сковские) (fjglld—m); 4— морена днепровского оледенения (я lid); 5 —ал-
лювиально-флювиогляциальные ранне- и срсднеплейстоцсновые (додпепровские)
(a,f 1—11). Неогеновые отложения: 6 — красноцветная кора выветривания; 7 —
отложения кривоборской свиты; 8 — отложения усмаиской свиты; 9 — отложения
горелкинской свиты; 10 — отложения ламкинской свиты; 11 —граница между чет-
вертичными и неогеновыми отложениями; 12 — границы между стратиграфиче-
скими и генетическими подразделениями
Верхнеальпийский структурный этаж сложен разнообразными по
генезису и составу осадками, накопление которых протекало в слож-
ных, резко меняющихся палеогеографических условиях, под воздейст-
вием продолжающихся неотектонических движений, многократных кон-
тинентальных оледенений Русской платформы, резких колебаний кли-
мата и периодических изменений размеров поверхностного стока.
Аллювиальные отложения усманской и кривобор-
ской свит выполняют плиоценовые прадолины, несколько смещен-
ные к западу относительно более древпих — миоценовых (см. рис. 54).
Ширина усманских долин 30—100 км, глубина до 40 м. Кривоборскис
долины уже (10—70 км) и глубже (60—80 м). Обе свиты представлены
песками мощностью до 30—45 м горизонтально- и косослоистыми, с
гравием и галькой в основании слоя (русловая фация). Пески усман-
ской свиты преимущественно мелкозернистые, кривоборской — крупно-
и средпезерпистые. В кровле аллювия главным образом на юге Окско-
Донской впадины встречается пойменная фация, представленная тол-
щей глин мощностью 2—10 м. Изредка в толще песков встречаются
линзы старичных глин мощностью до 15—25 м. Глины пойменной фа-
ции в основном тонкодисперсные, неслоистые или тонкослоистые, по
минеральному составу обычно гидрослюдистые, реже (на юге) монт-
321
мориллопитовыс. Число пластичности кривоборских глин 20—30, ус-
манских более 25 (по некоторым пробам до 53—55).
В настоящее время породы неогена залегают под четвертичными
отложениями, местами вскрываясь на склонах речных долин. Глубина
залегания 10—30 м, изредка до 70 м.
В пределах Среднерусской возвышенности отложения плиоцена
слагают высокие террасы в речных долинах. В составе отложений пре-
обладают белые и светло-серые кварцевые пески, мелкие и пылеватые.
Вверх по разрезу они сменяются суглинками и глинами. Мощность ал-
лювия 5—12 м, реже до 20 м.
К неогеновым образованиям относится также красноцветная
кора выветривания, сохранившаяся на отдельных участках.
Мощность коры выветривания 5—10 м. На водоразделах, сложенных
дочетвертичными породами это тяжелые элювиальные глины, свя-
занные постепенным переходом с подстилающими породами. На скло-
нах водоразделов преобладают суглинки с прослоями и линзами супе-
сей и песков, по-видимому, переотложенного характера. Глины, су-
глинки и супеси кирпично-красные и красно-бурые, нсслоистые (за ис-
ключением нижней части), уплотненные, содержат железисто-марганце-
выс бобовины, кристаллы гипса, а также многочисленные карбонатные
«дутики».
В комплекс аллювиально-водно-ледниковых от-
ложений ранне- и среднеплейстоценового возраста
объединены доокскис аллювиальные и аллювиально-озерные отложе-
ния, окские флювиогляциальные, лихвинские аллювиально-озерные и
предледниковые днепровские флювиогляциальные образования. Отло-
жения комплекса развиты в понижениях доледникового рельефа, преи-
мущественно в пределах Окско-Донской равнины и прилегающих к ней
пониженных участках Среднерусской возвышенности. Мощность их
весьма изменчива — от первых метров до 25—30 м. Представлены они
в основном песками. Глинистые отложения встречаются в виде мало-
мощных прослоев и линз как в нижней (доокской), так и в верхней
(днепровской) частях разреза. В нижней части разреза пески более
грубые, с гравием и галькой; в верхней (на междуречьях и пологих
склонах)—мелкозернистые. По данным Липецкого отделения ТИСИЗа,
объемная масса скелета песков 1,61—1,92 г/см3; естественная влаж-
ность 13—27%; пористость 35—41%.
Глинистые породы представлены непрерывным рядом — от легких
супесей до пылеватых тощих глин, находящихся в мягко- или туго-
пластичной консистенции. Модуль общей деформации этих пород при
нагрузках от нуля до 2-Ю5 Па изменяется от 30-103 до 60-105 Па. Ха-
рактерные значения угла внутреннего трения 15—20°, сцепления
0,2-105—0,3-10® Па (консолидированный сдвиг).
Водообильность комплекса весьма непостоянна. Химический со-
став вод довольно пестрый с минерализацией до 1 г/л, местами из-за
местного загрязнения повышается до 3 г/л.
Ледниковые отложения днепровского возраста
представлены преимущественно донной мореной, которая занимает всю
восточную часть региона, за исключением долин крупных рек, где она
размыта (см. рис. 54). Кроме того, морена встречена в долинах Оки
(севернее Орла) и Допа. Мощность сс изменяется от нескольких мет-
ров в краевых частях Среднерусской возвышенности до 20—45 м в
пределах Окско-Донской равнины. В составе моренных отложений пре-
обладают легкие и средние суглинки, реже глины, с линзами песков
и супесей, с включением дресвы, щебня, гальки и валунов. Большая
322
часть грубообломочного материала (иногда свыше 30%) представлена
мелкой галькой (2 см). Валуны встречаются в виде единичных включе-
ний. В составе мелкозема преобладает фракция пыли (35—65%); со-
держание песчаных частиц колеблется от 30 до 50%, глинистых —
от 10 до 17%.
В разрезе морены, хотя и не везде, отчетливо выделяются два слоя,
различающиеся по цвету, составу и свойствам. Верхний слой имеет
кирпично-красную или желто-бурую окраску, что свидетельствует об
интенсивном развитии процессов окисления. Для пего характерен гру-
бый состав, сильная опесчанеппость, присутствие линз песка и галеч-
ника. Нередко наблюдаются «карманы» и «клинья», заполненные по-
кровными суглинками. Их образование, по-видимому, связано с мерз-
лотными деформациями во время московского и последующих оледе-
нений. Мощность этой части моренной толщи 1—4 м. Нижний слой
мощностью 20—30 м зеленовато-серого или серовато-бурого цвета пред-
ставлен более плотными и однородными суглинками с меньшим содер-
жанием обломочного материала. Иногда под ним в пределах доднеп-
ровских долин (Семилуки, Новохоперск, Балашов и др.) вскрываются
темные буровато-серыс или серые глины (реже суглинки), но они, по-
видимому, имеют водно-ледниковый генезис. Морена сильно уплотнена,
имеет твердую или полутвердую консистенцию и высокие деформацион-
но-прочностные характеристики (табл. 84, 85).
Таблица 84
Основные показатели физических свойств моренных суглинков
Пункт опробования	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влажность, %.
	нижний предел	число пластич- ности	влажного грунта	скелет? грунта		
Тамбовская обл.	"Т(56)	-у(56)	2100 1561	1>7° 1561	°>63 1561	17,»,
			0.0S (56)	0,08 (	0,08	3,7 (Ь”'
Воронежская	(вз) о	15 1631	2’07 1631	1,77 -о7Г<63>	°’54 1631	17’4 1631
обл.		3 (63)	0,07		0,08 ( *	з.о (СЗ)
Липецк	-у(140)	13 11401	2’02 11401	1(76 11401	°’55 11401	14,7 Н40>
		з (140)	0,08 < >	0,10 (|40)	о.ю (И0)	3,6 (140)
Примечание. См. табл 17.
Отложения морены обводнены спорадически. Водоносные линзы и
прослои обычно маловодообильиы. Дебиты родников 0,01—0,1 л/с. Во-
ды преимущественно гидрокарбонатные кальциевые с минерализацией
до 1 г/л; в местах сильного загрязнения возрастает количество суль-
фатов и воды приобретают сульфатную агрессивность.
Среднеплейстоценовые (днепровско-московские)
водно-ледниковые отложения представлены флювиогляци-
альными и озерно-ледниковыми осадками, а в долинах рек — мощны-
ми толщами аллювиально-флювиогляциальных отложений, формирую-
щих четвертую аккумулятивную террасу. В составе отложений разви-
ты преимущественно пески с подчиненными прослоями суглинков, су-
песей и глин.
323
Таблица 85
Прочностные и деформационные свойства моренных суглинков
(консолидированный сдвиг)
Показатели	Донецк	Котовск	Эртиль	Курбагово	Тамбов
Угол внутреннего трения, градусы	24 — (28)	-^-(15)	(13) 5	-^-(16)	-^-(20)
Сцепление, 10s Па	0,42 , , — (28)	0,47 -3- (15)	0,47 Йг(13)	0,49 -^(16)	^(20)
Компрессионный модуль общей дефор- мации при нагрузках Ы0®—3 10*Па	85 1Г<57>		102 л; 17(М>	172 ,	—
Примечание. См. табл. 17.
Пески от тонкозернистых глинистых до крупнозернистых, часто
разнозернистые, с гравием, галькой и валунами кристаллических и оса-
дочных пород, плохо отсортированные, горизонтально- или косослоис-
тые. По данным ВТИСИЗа (Липецк) содержание песчаных частиц со-
ставляет в них 73—75%, пылеватых 5—30 и глинистых 3—8%. Объем-
ная масса породы колеблется от 1,60 до 2,14 г/см3 (среднее 1,9 г/см3);
объемная масса скелета 1,51—1,97 г/см3 (среднее 1,71 г/см3). Модуль
деформации песков изменяется от 100*105 до 400-105 Па.
Флювиогляциальные и озерно-ледниковые суглинки слабо- и сред-
неуплотненные, пористые, тугопластичной или твердой консистенции.
По данным ВТИСИЗа (г. Липецк) естественная влажность суглинков
равна в среднем 20%, что несколько превышает влажность на границе
раскатывания — 16—20%. Коэффициент пористости варьирует от 0,68
до 0,76; объемная масса влажного грунта 1,85—1,95 г/см3, скелета
1,55—1,63 г/см3. Прочностные показатели для консолидированного
сдвига: угол внутреннего трения 17—30й; сцепление 0,29-105—0,88х
Х105 Па; компрессионный модуль общей деформации изменяется от
30-105 до 160* Ifli® Па (среднее 70-105 Па).
Физические свойства аллювиально-флювиогляциальных суглинков
четвертой террасы мало отличаются от вышеописанных. Компрессион-
ный модуль деформации суглинков 110-105—116-10® Па. Модули осад-
ки при нагрузке Ы0®, 2-10s и 3-10® Па соответственно 5—8, II—17
и 19—25 мм/м. Угол внутреннего трения 23—28°, сцепление 0,25- 10s —
0,3 105 Па (консолидированный сдвиг).
Водообильность комплекса незначительна. Дебиты родников не
превышают 0,3 л/с. По химическому составу воды очень пестрые, ми-
нерализация их пе превышает 0,8 г/л.
Лессовидные отложения среднего и позднего
плейстоцена покрывают обширные водораздельные пространства,
склоны долин и высокие речные террасы. Мощность отложений колеб-
лется от 1 до 30 м, в основном 5—10 м. В составе отложений преобла-
дают пылеватые лессовидные суглинки, карбонатные, часто макропо-
ристые, па отдельных участках переходящие в типичные лессы; реже
встречаются супеси и глины. Лессонидность наиболее типична для верх-
ней части разреза. По данным ВТИСИЗа лессовидные суглинки содер-
жат пылеватых частиц 32—90%, глинистых 9 24 и песчаных частиц
от долей процента до 55%. Сведения о физических свойствах лессо-
видных отложений приведены в табл. 86.
324
Таблица 86
Основные показатели физических свойств лессовидных отложений
Пункт опробования	Покгзагели пластичности, %				Объемная масса, г/см’			Коэффициент пористости		Естест- венная влаж- ность, %
	НИЖНИЙ предел		ЧИСЛО пластичности		влажного грунта		скелета грунта			
Женек	17	(19)	15 ,,л.		1,81	(19)	,’50 /КП	0,85	(19)’	20
	2		2		0,20		0,05	>	0,20		з (,9)
Орел	15	(76)	9	-(76)	1,75	(76)	,1М /761	0,74	(76)	14 /761
	2		4		0,20		0,02	0,20		4 <76>
Район Ельца	19	(47)	16		1,87	(47)	1.51 /471	0,80		23 /47.
	2		3	“ (47)	0,05		0,05 ( '	0,09	(47)	з (47)
Липецк	20	(44)	16		1,86		1157 /441	0,74		-^-(44) 4
	3		3	“ (44)	0,11	(44)	0,09	0,10	(44)	
Тамбов	22	(18)	14		1,83	(18)	1.53	0,79	(18)	21 ,
	3		4	" (18)	0,10		0,08 (	0,10		“Г(’8) 4
Брянск	20	(30)		9		1,83	(30)	*’52 /301	0,77	(30)	23 /301
	2		2	(30)	0,08		0.08	>	0,10		2 (30)
Россошь	18	(30)	12		1,77	(30)	1-47 /301	0,83	(30)	20
	2		2	(3°)	0,10		0,09 ( *	0,11		А 4
Курск	20	(60)	_13	"(60)	1,84	(60)	1.57	0,76	(60)	20
	4		7		0,12		0,13 <	0,13		—(60/
Белгород	23	(40)		9_		1,79	(40)		0,79	(40)	18 /40.
	3		2	“(40)	0,18			0,19		—(40)
Железногорск	21		10		1,85	(82)		1,00	(82)	22 —(82) 4
	2	(82)	2	“ (82)	0,18			0,30		
Примечание		См. табл		17.						
Поскольку лессовидные породы характеризуются незначительными
изменениями своих свойств по площади, приведем также средние зна-
чения показателей.
Показатели пластичности, %
19
нижний предел....................... —-— (380)
число пластичности 		И	(380)
		 3	
Объемная масса, т/см3	1,83	(559)
влажного грунта			 0,14	
	1,55	(316)
скелета грунта		0,07	
Коэффициент пористости		0,79 	 0,16	(553)
Естественная влажность, % ...........................  (380)
4
Примечание. См. табл. 17.
325
С глубиной физико-механические свойства суглинков меняются более
заметно. До глубины 5 м преобладают палевые, палево-желтые сильно
макропористые суглинки с ходами землероев. Они содержат карбона-
тов кальция в различных модификациях 8—22%, сильно пылеватые
(до 79%), отличаются низкой влажностью и повышенной пористостью
(коэффициент пористости до 1,2).
Объемная масса суглинков изменяется от 1,53—1,66 г/см3 на глу-
бинах 0—3 м до 1,84 г/см3 па глубине 5 м. Соответственно меняются
и другие характеристики.
Основные показатели прочностных и деформационных свойств су-
глинков для глубины 3—5 м имеют следующие значения: компрессион-
ного модуля деформации 45-105 Па, угла внутреннего трения 26°, сцеп-
ления 0,32-10s Па. Суглинки обладают просадочными свойствами. Зна-
чения коэффициента относительной просадочности при нагрузке 3-10s Па
находятся в пределах 0,012—0,034. С глубины 4—5 м суглинки приоб-
ретают бурую или желто-бурую окраску, становятся более тяжелыми
и плотными (объемная масса составляет в среднем 1,94 г/см3). Ком-
прессионный модуль деформации возрастает до 48-105—60-Ю3 Па. За-
метно уменьшается просадочность (только местами встречаются слабо-
просадочные разности суглинков).
Еще глубже, в интервале от 8—10 до 15 м, реже до 20—30 м за-
легают коричнево-бурые суглинки, отличающиеся еще более высокой
плотностью (объемная масса > 2 г/см3),. Компрессионный модуль об-
щей деформации у коричнево-бурых суглинков обычно находится в пре-
делах 50-Ю6 — 90-Ю5 Па, изредка возрастая до 120-10s —
200- 10s Па.
Водообильность комплекса лессовых пород слабая. Здесь форми-
руются воды типа верховодки либо грунтовые воды спорадического-
распространения. Дебиты родников обычно не превышают 0,2 л/с. По-
вышенная обводненность пород отмечается иа контакте с мореной или
с более глинистыми разностями самих суглинков. Воды преимущест-
венно гидрокарбоиатиые кальциевые и магниево-кальциевые с мине-
рализацией до 1 г/л, реже 1,3—2,4 г/л. По отношению к бетону воды не-
агрессивны, лишь в долинах Хопра и Оки отмечается углекислотная аг-
рессивность.
Аллювиальные отложения позднего плейстоцена
и голоцена слагают I, II, III надпойменные террасы и пойму, имею-
щие общие черты строения. В составе доголоценового аллювия Окско-
Донской низменности преобладают пески, местами слагающие весь раз-
рез. Суглинки, глины и супеси залегают преимущественно в верхней
части разреза в виде прослоев и линз мощностью 0,1—5 м. На Средне-
русской возвышенности в долинах малых рек и в бассейне Оки глинис-
тые породы слагают большую часть толщи. Преобладающая мощность
аллювия 8—30 м, максимальная в южной части Окско-Донской низмен-
ности до 60 м.
Поймы рек до глубины 1—8 м сложены преимущественно глинис-
тыми породами с подчиненными прослоями песков (пойменная фация).
В старичных и озерных понижениях залегают иловатые суглинки и
глины мощностью до 15 м. Нижняя, бблыпая по мощности часть разре-
за (20—25 м) сложена преимущественно песками (русловая фация),
в основании с прослоями гравия и галечников (базальная фация). В до-
линах рек иа юге и юго-востоке Окско-Донской низменности пески в
разрезе поймы составляют 75—100%. В долине Дона пески преимуще-
ственно средне- и крупнозернистые, в долинах других рек Окско-Доп-
ской низменности в основном средне-, мелкозернистые. В аллювии
326
рек Среднерусской возвышенности преобладают крупнозернистые пес-
ки. Повсеместно наблюдается укрупнение песков к основанию разреза,
где они содержат гравий и гальку. Угол естественного откоса песков
в сухом состоянии 29—35°, под водой 25—31°. Аллювиальные пески яв-
ляются надежным основанием сооружений.
Глинистые породы пойменной и старичной фаций часто опссчапеп-
ныс, слабоуплотненные, водонасыщснпые, имеют пластичную или скры-
тотекучую консистенцию. Показатели физических свойств глинистых по-
род пойменной фации приведены в табл. 87.
Таблица 87
Основные показатели физических свойств аллювиальных суглинков
Положение в рельефе	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см’		Коэффициент пористости	Естественная влажность, %
	пнжпиА предел	число пластич- ности	влажного грунта	скелета грунта		
Надпойменные	18	14 террассы	4	(	6	6 22	17 Пойма	— (29) — (29)	Дон Ь86 /471	,>59 /171	°166\171	1-^-/171
	0,12 ‘>88 /291	0,14 ( ) 1,44 /231	0,20 < 0,89	в °7) 29 (301
	0,10	0,16		8 (30)
Реки Окско-Донской низменности
Надпойменные террасы	-у (Л)	>>	1,90	(47)	1,55	(42)	0,74 , —<*>	23	-(72)
			0,30		0,13			7	
Пойма	20 -Г (62) V	-у- (62)	1,94	(38)	1,56	(37)	°*74 /371	27	-(49)
			0,07		0,09		0,10 <	7	
Реки Среднерусской возвышенности
Надпойменные 17	. 15 террасы	5	5 ' '	1,95 0,12 °		0,61 л	5	(59)
Примечание. См. табл. 17.
Водообильность комплекса крайне неравномерна по площади.
Наиболее обводнены разпозернистые пески в долинах Дона, Оки, Дес-
ны и их крупных притоков. Химический состав воды довольно пестрый.
Минерализация до 1 г/л.
Гидрогеологические условия
На территории региона распространены поровые, трещинные и
трещинно-карстовые грунтовые воды, приуроченные к различным по воз-
расту отложениям.
На Среднерусской возвышенности в наиболее повышенных и хоро-
шо дренированных участках грунтовые воды залегают на глубине 10—
20 м, а иногда и более; в пределах Окско-Донской равнины на глубинах,
не превышающих 3—10 м. В долинах большинства рек и балок воды
вскрываются на глубине 0,5—0,7 м, а на высоких террасах Дона — 10
327
15 м, изредка и более. К толще лессовидных суглинков приурочены под-
земные воды типа верховодки, залегающие на Доно-Воронежском меж-
дуречье на глубинах 1—5 м, иа водоразделах рек Сосны и Сейма —
5—10 м.
Грунтовые воды четвертичных отложений характеризуются приб-
режным и водораздельным типами режима. Первый характерен для грун-
товых вод в современных и в меньшей степени верхне-среднс-плейсто-
ценовых аллювиальных отложениях. Реки оказывают влияние па изме-
нение уровня 1руитовых вод в полосе шириной 2,5—3 км, причем их
максимум совпадает с пиком паводка. Как правило, подъем грунтовых
вод достигает 1,5—2,5 м, а в отдельных случаях — 3,5 м. Воды, при-
уроченные к лессовидным отложениям, характеризуются водораздель-
ным типом режима с повышением уровня в период весеннего снеготая-
ния на 1—4 м.
Трещииио-пластовые и трещинно-карстовые воды, приуроченные к
домезозойскпм и мезозойским карбонатным породам, характеризуются
разными напорами, причем пьезометрические уровни постепенно повы-
шаются в южном направлении и особенно иа юго-запад. Анализ соот-
ношений пьезометрических уровней показывает, что на водоразделах
уровни верхних водоносных горизонтов выше, чем нижних. По долинам
Дона, Оки и их крупных притоков наблюдается обратное соотношение.
При этом отметки уровней верхних горизонтов, прорезаемых долинами,,
падают до отметок уровней воды в реках.
В степени обводненности пород также выявляется определенная
закономерность: наиболее обводнены породы по склонам современных
и погребенных долин, а также в зонах, расположенных ниже поверх-
ности размыва в карбонатных толщах и в домезозойской коре выветри-
вания. В пределах Курской магнитной аномалии в результате водопони-
жений естественный режим подземных вод нарушен, здесь образовалась-
обширная депрессиоипая воронка с радиусом около 80 км.
Воды, насыщающие осадочную толщу в центральных частях аите-
клизы, пресные, иа склонах же минерализация их увеличивается, дости-
гая 3— 5 г/л.
Современные геологические процессы
На территории региона развит широкий комплекс геологических
процессов: карст, оползни, эрозия, эоловые процессы и др.
Карстовым процессам подвержены породы мергельно-мело-
вой и карбонатной формаций. Развитие карста происходило на террито-
рии региона в несколько этапов, в результате чей» сформировались кар-
стовые формы разных генераций. Погребенные карстовые формы уста-
новлены во многих местах. Это каверны, расширенные трещины, поло-
сти различной формы и размера, нередко являющиеся путями утечки
воды из создаваемых водохранилищ.
Активно развивается современный карст, чему способствуют такие
факторы, как большая мощность зоны активного водообмена, широкое
распространение карбонатных пород, отсутствие в перекрывающих их
породах выдержанных водоупоров и пр.
Современные карстовые формы — западины, котловины, воронкн,
провалы наблюдаются не только в местах выходов карбонатных пород
на дневную поверхность (долины Дона, Оки и их притоков), по и под
маломощным покровом пеоген-четвертичных отложений.
Общее количество карстовых западин и воронок постепенно умень-
шается с севера, где на 100 км2 площади нередко приходится до 100та-
328
ких форм, на юг, юго-запад и юго-восток. В сильно закарстованных
районах карстовые западины встречаются через каждые 20—30 м.
Средний диаметр их 50—60 м, глубина 1—3 м. Карстовые воронки в
большинстве случаев покрыты влаголюбивой растительностью, заболо-
чены, а их диаметр колеблется от 1—2 до 100 м при максимальной глу-
бине до 12 м (Тимская гряда, Оскольский, Ливенский и Землянско-
Репьевский районы). Длина карстовых котловин значительно превосхо-
дит ширину и достигает 100—300 м при максимальной глубине 9 м. Глу-
бина карстовых провалов достигает 6 м, а иногда и более.
Оползневые процессы наиболее интенсивно проявляются по
берегам Дона, Оки, Воронежа и Сейма, где онн приурочены к терри-
генным породам юры и мела. Здесь в основном распространены цирко-
образпые оползни длиной от 50 до 300 м и шириной до 100 м. Нередко
оползневые цирки располагаются сплошной лентой, поражая склоны
долин на протяжении нескольких километров. В долинах рек Сосны,
Красной Мечн, Варгола оползневым деформациям подвержена извест-
ково-мергельная толща верхнего девопа. Протяженность оползневых
склонов здесь от 50 м до нескольких километров; стснкн срывов ополз-
ней высотой 10 м и более. Многочисленным оползням подвержены и
четвертичные отложения. Древние оползни выражены ступенями высо-
той 8—10 м и протяженностью 300—400 м. Современные оползни не-
редко достигают колоссальных размеров. Так, в 1938 г. на северной ок-
раине Воронежа иа обрывистом склоне долины р. Воронеж произошел
многоступенчатый оползень па площади в 2400 м2, объемом 35—40 м3.
Весной 1947 г. на горах Лысой и Белой (Воронеж) оползни вызвали
смещение массы пород объемом около 10 тыс. м3, весной 1962 г. в районе
Осыпной горы многоступенчатый оползень в аллювиальных песках,
перекрытых озерными суглинками, сместил в сторону русла около
1500 м3 грунта.
ГЛАВА 16
ПРИВОЛЖСКОЕ ПОДНЯТИЕ
Приволжская возвышенность, отвечающая в рельефе Приволжско-
му поднятию, представляет собой приподнятое плато асимметричного
строения, полого спускающееся к Окско-Донской низине и круто обры-
вающееся к долине Волги. В северной части региона преобладают вы-
соты 150—180 м, к югу они увеличиваются и па широте Ульяновска до-
стигают 200 м. В верховьях р. Суры и в Жигулях отметки отдельных
возвышенностей превышают 300 м. К югу от Камышина рельеф резко
снижается, и у Волгограда основной фоп создают поверхности с высо-
тами 125—130 м.
Для строения рельефа характерна также сильная эрозионная рас-
члененность территории, особенно интенсивная на Приволжском скло-
не, где развита густая сеть коротких и глубоких оврагов и балок. Гус-
тота овражно-балочной сети изменяется с севера на юг от 2,0 до
0,1 км/км2.
Гидрографическая сеть региона принадлежит бассейнам двух круп-
ных рек Русской равнины — Волги (Сура, Свияга, Цивиль, Барыш,
Мокша) и Дона (верховье Хопра, Медведица). Гидрологический режим
рек определяется наличием ряда крупных водохранилищ, зарегулиро-
вавших сток и создавших на большей части речных долин условия бас-
сейнового типа.
329
Положение региона на востоке Русской платформы обусловливает
значительную континентальность климата с нарастанием среднегодо-
вых температур в юго-восточном направлении от 2,5 до 7,5° и умень-
шением количества осадков от 500 до 300 мм. Глубина промерзания почв
возрастает в том же направлении от 0,8 до 1,5 м, что объясняется
уменьшением мощности снегового покрова.
Большая часть региона располагается в пределах лесостепи — чере-
довании смешанных, преимущественно лиственных, лесов на серых лес-
ных почвах с распаханными степями на черноземах. Юг региона вхо-
дит в степную зону. Здесь преобладают черноземы и темно-каштановые
почвы с участками солончаков и солонцов.
Геологическое строение, инженерно-геологическая
характеристика пород
Регион занимает обширную территорию Русской платформы, охва-
тывающую две древние крупные платформенные структуры — Токмов-
ский свод и Рязано-Саратовский прогиб.
Первый обладает сложным строением и объединяет ряд более мел-
ких структур. На восточном пологом склоне свода расположены Жигу-
левский, Ул ем ин с кий, Астра да мовскнй и Берлинский валы и зона Кар-
липских дислокаций. Западным и частично юго-западным обрамлением
свода является Окско-Цнинский вал. К востоку от него прослеживает-
ся полоса развития мезозойских пород, образующих Муромско-Ломов-
ский прогиб. На северном склоне расположен Алатырский вал, а не-
сколько южнее — Сурско-Мокшинский вал. Токмовский свод сложен
кристаллическими породами архея и осадочными породами фанерозоя.
Свод хорошо выражен только в породах архея и палеозоя.
Породы мезозоя и кайнозоя, определяющие инженерно-геологические
условия региона, слагают в пределах Токмовского свода инверсионные
структуры — Ульяновско-Саратовский и Муромско-Ломовский прогибы.
Другой важнейшей структурой региона является Рязано-Саратов-
ский прогиб, принадлежащий к числу крупнейших авлакогенов Русской
платформы, глубоко врезанных в тело кристаллического фундамента.
Он сложен осадочными породами протерозоя и фанерозоя мощностью
до 4000 м.
Морские условия сохранялись иа территории региона до позднего
мела — раннего палеогена, когда опа постепенно преобразовалась в
обширную низменную равнипу. В миоцене отголоски горообразователь-
ных движений в Крымско-Кавказской геосинклинали вызвали общее
поднятие территории, превратив ее в Приволжскую возвышенность, от-
деленную от низкого Заволжья резким флексурообразным перегибом,
образующим в настоящее время ее крутой восточный склон.
Цоколь Приволжской возвышенности образуют отложения верхне-
го палеозоя. Выше залегают довольно пестрые по составу породы юр-
ского, мелового, палеогенового н неогенового возраста, слагающие не-
сколько структурных этажей (рис. 55).
Гсрцинский структурный этаж. Практический интерес представля-
ет верхняя часть этого структурного этажа, сложенная отложениями
карбонатной (поздний карбон — ранняя пермь) и карбонатно-галоген-
ной (ранняя пермь) формаций.
Карбонатная формация позднего карбона — ран-
ней перми представлена по преимуществу известняками и доломи-
тами, сформировавшимися в мелководном морском бассейне нормаль-
330
ной солености. Выходы пород этой формации приурочены к Жигулев-
скому, Алатырскому и Сурско-Мокшинскому валам, Саратовским и До-
но-Медведевским дислокациям. Па остальной территории они перекры-
ты мощным чехлом мезокайнозойских осадков. Отложения представле-
ны несколькими разновидностями известняков и доломитов, отличаю-
щихся по генезису, структуре и физико-механическим свойствам. Наи-
более плотными, прочными и морозостойкими являются мелко- и сред-
незернистые доломиты, у которых средняя величина временного сопро-
тивления сжатию составляет 1800-105 Па, а водонасыщение не превы-
шает 1,5%. Менее прочными и морозостойкими являются мергелистые
доломиты, у которых средине значения временного сопротивления сжа-
тию снижаются до 750-105—800* 103 Па, где водонасыщение возрастает
до 3,8%, а пористость достигает 12%. Органогенные известняки обла-
дают близкими средними значениями временного сопротивления сжа-
тию (700-105 Па) и повышенной пористостью (15%), однако они более
морозостойки, чем мергелистые доломиты.
Показатели физико-механических свойств певыветрелых карбонат-
ных пород приведены в табл. 88.
Таблица 88
Основные показатели физико-механических свойств пород карбонатной формации
(район Тольятти)
Породы	Пористость. %	Объемная масса, г/см’	Водопогло- щеянс, %	Временное сопротивление сжатию, 10* Па	
				в сухом состоянии	в водонасы- щевиом состоянии
Доломиты		12’2 /1171	2,48 /1171	3>04 /1061	844 /971	749 /1111
	6.S (П”	0,21 (П7)	2,00	)	336 (	435 (,Н)
Известняки		16,7 /1401	2’ЭТ /1401	5’°4 /1351	650 /721	484 /1301
	7,4 (’40)	0,24 (И0)	3,40 < >	262 *	307 <13”
С поверхности карбонатные породы покрыты корой выветривания
весьма пестрого состава — от глыбовых развалов до тонкой доломито-
вой муки. Последняя образует линзы, прослои н гнездообразные скоп-
ления различного размера и формы. Физико-механические свойства ее
изучены па Самарской Луке Н. В. Родионовым (1963). По механи-
ческому составу доломитовая мука представлена в основном фракция-
ми тонкого песка и грубой пыли (0,25—0,01 мм), составляющими до
80—85% от веса всей породы. Объемная масса породы изменяется от
1,50 до 2,0 г/см3; пористость -- от 35 до 50%. Порода быстро уплот-
няется при нагрузке и почти не набухает. Это сближает ее свойства с
тонкозернистыми песками. Угол внутреннего трения доломитовой муки
довольно стабилен (43—47°), а сцепление близко к нулю. Угол естест-
венного откоса породы в сухом состоянии около 45°, под водой снижает-
ся до 35—37°. В естественном состоянии из-за частичной цементации до-
ломитовая мука нередко держит вертикальные откосы. Коэффициенты
фильтрации породы, несмотря на высокую пористость, не превышают
0,5 м/сут. Доломитовая мука подвержена выносу за счет механической
суффозии, чему способствуют не только ее свойства, но н залегание в
толще трещиноватых пород. Мощность зопы выветривания изменяется
от 5 до 20 м.
Водообильность пород крайне изменчива и зависит от степени их
трещиноватости и закарстовапности. Воды пресные, гидрокарбонатно-
331
р Волга
сульфатные, неагрессивные. С глубиной минерализация возрастает и
воды обогащаются хлором.
Карбонатно-галогепная формация ранней перми
образована сульфатными породами и доломитами, сформировавшимися
в условиях изолированной соленой лагуны и сухого жаркого климата.
Породы формации образуют толщу мощностью 100—150 .м, зале-
гающую на глубине от 20 до 300 м и вскрывающуюся в береговых об-
рывах только в пределах Жигулевского и Алатырского поднятий. В со-
ставе формации преобладают доломиты, ангидриты и гипсы. Физико-
механические свойства сульфатных пород остались неизученными, а для
доломитов они не отличаются от приведенных при описании аналогич-
ных пород в карбонатной формации каменноугольно-ассельского време-
ни. Обводненность пород весьма неравномерна. На участках развития
загипсованных пород преобладают сульфатные и сульфатно-хлорндные
воды с минерализацией от нескольких до 40 г/л, обладающие сульфат-
ной агрессивностью по отношению к бетону.
Киммерийско-альпийский структурный этаж. Образован породами
терригенной сероцветной (средняя юра — ранний мел), мергельно-
меловой (поздний мел), терригенно-кремнистой (палеоген) и терриген-
ной (миоцен—ранний плиоцен) формаций. Отложения последней фор-
мации имеют ограниченное распространение и значительно лучше изу-
чены в соседнем регионе (Воронежская антеклиза), где и приводится
их описание. Терригенная сероцветная формация сред-
ней и поздней юры и раннего мела представляет собой мощ-
ную толщу (200—250 м) темно-серых глин, алевритов и песков, нако-
пившихся в мелководном эпиконтинентальном бассейне.
К северу от широты Ульяновск- Саранск и вдоль правого берега
Волги отложения формации выходят иа поверхность (см. рис. 55), на
остальной территории залегают на глубинах до 300 м.
В строении формации преобладают глины. Это высокодисперспые
породы, содержание фракции менее 0,005 мм колеблется от 50 до 80%.
Глинистая фракция представлена гидрослюдами, бейделитом и монтмо-
риллонитом. В плотных сланцевых глинах в районе Саратовской ГЭС
преобладает монтмориллонит с примесью гидрослюд. Присутствует
глауконит, реже гидроокислы железа, пирит и галлуазит. Основные по-
казатели физических свойств глин приведены в табл. 89. Объемная
усадка глин значительна и достигает 6—12%. Сравнительно высокие
значения пористости, влажности и объемной усадки являются результа-
том повышенного содержания в глинах органического вещества (до
15%). Величина набухания невыветрелых глин достигает 22—56%, при-
чем влажность после набухания возрастает на 13—27%. Менее набухае-
мыми (2—6%) являются гидрослюдисто-каолипитовые слоистые глины
Рис. 55. Схематическая карта распространения формаций дочетвертичных и геолого-
генетических типов четвертичных отложений и схематический геоло! ический разрез
Приволжского поднятия.
Четвертичные отложения: 1 — аллювиальные среднс-верхнеплсйстокеновыс и голоцено-
вые (а II—IV); 2 — лессовидные политеистические средне- и верхнеплейстоценовые
{pr II—Ш), 3 — иодно-ледниковые днепровские отложения (f, lg II d), 4 — морена
днепровского оледенения (g Hd). Формации дочетвертичных отложений- 5 — терриген-
ная плиоцена (tfs); 6 — терригенно-кремнистая палеогена (Р); 7 — мергельно-меловая
позднего мела (Кг); 8 — терригенная средней—поздней юры — раннего мела (Л-з—A'i);
9 — карбонатно-галогепная ранней перми (Pi); 10 — карбонатная позднего карбона —
ранней пермн (С3—Р(); 11- оползни; 12—овражная эрозия; 13 — переработка бере-
гов; 14 — границы областей с активным проявлением современных карстовых процес-
сов; 15 — 1ранмцы между формациями и комплексами
333
Таблица 89
Основные показатели физических свойств пород терригенной,
мергельно-меловой и терригенно-кремнистой формаций
Пункт опробо- вания	Показа сели пластичности. %		Объемная масса, г/см*		Коэффпцип т UUpUCTOCIM	Естественная платность, %
	НИЖНИЙ предел	число пластичности	влажной породы	скелета грунта		
Терригенная. Глины
Саратов	30,2	(146)	31,1	(146)	1>87 /128)	1,42	(67)	0,91		29,5	(132)
	3,3		—		0,05 ( ~0)	0,06		—	(115)	2,8	
Саранск	27,0	(69)	32,4	(69)	L89 /69)	1,39	(51)	0,84	(69)	31,4	(69)
	4,6		—		0,06	—		0,10		4,4	
Улья-	32,0	(150)	24,0	(150)	1,80 /181)	1,40	(181)	0,89	(98)	28,9	(143)
иовск	6,3		6,4		0,20 (	*	0,08		о,н		4,7	
Сызрань	24,8	(108)	25,3	(Ю8)	1>9° /102)	1,54	(100)	0,79	(102)	25,1	(Ю8)
	3,5		4,5		0,06 < “	0,08		0,09		3,7	
					Суглинки						
Там же	22,3	(21)	13,2	(21)	1,90 —	(21) 0,18 * 1	1,54	(21)	0,77		22,5	(21)
	2,8		1.9			0,06		0,09	(21)	4,8	
Мергельно-меловая. Глинистые породы
Красно- армейск Ртшцево Пенза	33,1 /103)	26,4 , _	1,73 /93)	I»74	0,95	25.9
	8,6 (1°3) 22’7 /152)		 (103) 20,9	0,07 < > L9° /81)		_ (93) 0,70 , _	5.8 ,’6’ 19,9
	3,6 ( 1 ^-/96)	(152) 30,5	0,07 < > 1>8’ /96)	_ (18) 1>35 /ЯП	_ '(8°) °’83 /96)	А Л (124) -4,0 31,7
	3,9 ( '		 (SO)	0,04 < *	0,06 ( *	0,05	)	4.0 <S,)
Терригенно-кремнистая. Диатомиты]
ТчЙПкК 1Г	-^-1271	-^-/27)	1,49 /26)	°'98 /23)	1,31 /93)	45,1 , _
	8,7 ' '	2,5 ("7)	0,09 " *	0,09	0,22 ( >	8.5 (31>
Д*тчгагк/*1/	41,0 Л	29,8	1,63	1,17 /8)	‘•23	38,5
J* IlbCljJCIb	6,0 '		 (*3)		 (33)	0,05 * *		„	(33) 6,8
Кузнецк	-^-/45)	13,7	_	1,95 /15)	1,63	0*62	23,0
	2,4 (		 (4О)	0,08 ( }	, ’ (•»)	0,13	)	2.7 (М>
Глины
Волгоград	36,0 -ТТ-(222) 0,0	35,0 8.5 <“>	1,75 0,10	1.28 . —(222’	-1^(222) 0,18 1	!	37,2 ’ (222) 5,4
Примечание. СМ. табл. 17.
334
апта. Пластическая прочность глин после набухания снижается в 1,5 —
2 раза, а в отдельных случаях в 4. Размоканию однородные глины не-
нарушенной структуры практически не подвержены. Разности, содержа-
щие прослои и линзы песка, на границе с последними слегка растрески-
ваются, но сохраняют при этом исходную форму. Глины характеризуют-
ся высокими, хотя и невыдержанными значениями сопротивления сдви-
гу. В условиях быстрого сдвига без предварительного уплотнения об-
разцов значения основных показателей прочности находятся в следую-
щих пределах: угла внутреннего трения 12—28°, сцепления ЫО5 —
3- 10s 11а. Компрессионный модуль общей деформации изменяется от
120-105 до 150-10’ Па, полученный штамповыми испытаниями — от
140- 10s до 270-105 Па (в интервале нагрузок 0,5-105—2-105 Па).
В массиве глины разбиты густой сетью тектонических и диагенети-
ческих трещин. Преобладают тектонические трещины меридионального
простирания с углом падения 50—90°. Расстояние между трещинами
0,3—0,6 м, редко до 3—4 м.
Верхние горизонты глии обычно сильно выветрелые. Мощность зо-
ны выветривания 5 -6 м, редко 10—12 м. В зоне гинергенеза полевые
шпаты превращены в каолинит, содержание которого возрастает до
36 - 40%, полностью исчезает пирит, повышается роль гидроокислов же-
леза, появляется вторичный гипс. В породах коры выветривания резко
снижается объемная масса (на 15—25%) и показатель уплотненности
(до 0,7—1,0), а пористость и естественная влажность возрастают.
Испытав в естественных условиях разуплотнение и дополнительное
увлажнение, выветрелые глины практически не набухают (0,3—5%).
Временное сопротивление раздавливанию таких глин 3- 10s—9-105 Па.
Угол внутреннего трения выветрелых глин снижается до 10—26°, сцеп-
ление до 0,45-10s—1,26-105 Па; компрессионный модуль деформации
до 50-10’—100-105 Па.
Водообильность пород незначительна. Исключением является зона
южнее линии Саратов—Пенза, где в составе формации появляется мощ-
ная до (80 м) толща альбских и сеноманских песков, подземные воды
которых совместно с водами вышележащего писчего мела образуют еди-
ный водоносный горизонт. Воды гидрокарбонатно-натриевые и кальцие-
вые с минерализацией 0,7—1,0 г/л.
Мергельно-меловая формация позднем елового-
возраста представлена глауконито-меловыми, мергельно-меловыми»
кремнистыми породами, образовавшимися в эпиконтинентальном море
в условиях теплого климата. Породы формации образуют толщу мощ-
ностью до 200 м, широко развитую в пределах региона и залегающую на
глубинах от 0 до 120 м. Преобладающими породами формации являются
мел и мергели. Физико-механические свойства этих пород изучались
В. А. Приклонским (1952), И. С. Рогозиным (1958) и др.
Мел в естественном состоянии представляет собой тоикопористую,
влажную на ощупь породу, состоящую из кальцита (90—98%), кварца
(2—8%), глинистого вещества (1,5—4,5%) и глауконита (1—2%). Объ-
емная масса мела 1,9—2,2 г/см3; объемная масса скелета 1,2—1,8 г/см3;
пористость 45—55%. При увеличении глинистости она уменьшается до'
30%. Мел относится к слабо гидрофильным породам. Его гигроскопич-
ность не превышает 0,1—0,3%. В сухом состоянии мел хорошо впиты-
вает воду, но полного насыщения практически ио достигает из-за боль-
шого количества защемленного воздуха. При погружении мела в воду
он оказывается водостойким. Это свойство особенно характерно для
кремнистых меловых пород. При нарушении естественной структуры да-
же после предварительного уплотнения мел, взаимодействуя с водой,
335
мгновенно размокает. Сухой раздробленный мел при замачивании об-
ладает просадочными свойствами. Данных, позволяющих судить о иа-
бухаемости мела, недостаточно. Имеются сведения, что наиболее рых-
лые разности мела набухают даже под нагрузкой до 2,5 кг/см2. Времен-
ное сопротивление сжатию в воздушно-сухом состоянии у чистого мела
10* 105—45-105 Па. С увеличением глинистости оно возрастает до
150* 105—175* 105 Па. Сухой мел с естественной структурой ведет себя
как упругое, хрупко разрушающееся тело. В водоиасыщепном состоянии
мел приобретает пластические свойства. При влажности 25—30% вре-
менное сопротивление раздавливанию снижается в два-три раза, а у
глинистых разностей — в 4—5 раз.
В мелоподобных породах г. Вольска установлена следующая зави-
симость временного сопротивления раздавливанию от влажности.
Влажность, %
Сопротивление раздавлива-
нию, 10* Па
15,9 13,3 12,3 10,7	11 16 17,2 20
В г. Ново-Ульяновске проводились испытания писчего мела штам-
пами. Модуль общей деформации при давлении 2-Ю5 и 310’ Па со-
ставил соответственно 505-10s и 164-105 Па, при замачивании умень-
шился до 120- 10s Па. Пластичные разности мела встречаются в доли-
нах рек под водоносными песками. В зоне выветривания мел сильно тре-
щиноват, раздроблен н часто образует скопления больших трещинова-
тых глыб и щебня. Промежутки между крупными обломками заполнены
смесью дресвы и меловой муки. Выветрелый мел нередко обнаруживает
плывунные свойства, которые ярко проявляются в зоне выветривания
при разработке землеройными машинами.
Мергели значительно отличаются от писчего мела. Они более плас-
тичны н менее пористы.
Среди писчих мслов и мергелей нередко залегают опокн и глины.
Их физические свойства приведены в табл. 89.
Обводненность пород различная и определяется не только их лито-
логией и трещиноватостью, но и условиями залегания и наличием водо-
упорных прослоев. Воды пресные, гидрокарбонатно-кальциевые. На от-
дельных участках за счет разгрузки высокомиперализованных вод па-
леозоя переходят в хлоридпо-сульфатпыс с минерализацией до 12 г/л.
Терригенно-кремнистая формация палеогена состоит
из опок, диатомитов и трепелов, переслаивающихся с кремнистыми гли-
нами и опоковидными песчаниками. Породы формации образуют толщу
мощностью более 200 .м, залегающую на глубине от 0 до 30 м в восточ-
ной части региона. По правобережью Волги выходы палеогеновых от-
ложений почти непрерывной полосой протягиваются от Ульяновска до
Волгограда. На запад от Волги они прослеживаются до верхнего тече-
ния Суры, Медведицы и Иловли (см. рнс. 55).
Опоки состоят из опала, небольшой примеси глинистого вещества
и глауконита. Рядом промежуточных разновидностей опоки связаны с
глинами (глинистые опоки, кремнистые глины) и с песчаниками (пес-
чаные опоки, опоковидные песчаники). Мощность опоковой толщи дости-
гает 100 м и более. Типичные опоки сильно пористы (45%) и обладают
весьма малой объемной массой (1—1,6 г/см3). Водопроницаемость опок
ничтожна, водоустойчивость высокая. Длительное пребывание образцов
в воде (30—40 суток) без предварительного их высушивания заметного
влияния пи на их внешний вид, пи па свойства нс оказывает. Объемное
336
набухание не превышает 2%. Быстрое погружение в воду предвари-
тельно высушенных образцов в некоторых случаях вызывает появление
трещин часто параллельно наслоению. Прочностные свойства опок во
многом зависят от степени их выветрелостн и поэтому изменяются в
очень широких пределах. Диапазон разброса экстремальных значений
так велик, что затушевывает границу между свойствами более проч-
ных черных и менее прочных светлых разновидностей. Временное со-
противление сжатию черных опок колеблется от 60-105 до 720-105 Па,
светлых — от 50- 10s до 650-105 Па.
Диатомиты и трепела залегают среди опок в виде пластов и линз
различной мощности. Эти породы визуально неотличимы друг от дру-
га — обладают сходным минеральным составом и очень близкими фи-
зико-мехаиическими свойствами (см. табл. 89). Это рыхлые или уплот-
нившиеся землистые кремнистые породы, тонкозернистые, пористые,
чрезвычайно легкие. Объемная масса трепелов и диатомитов пе превы-
шает 0,6—0,9 г/см3. Породы состоят из панцирей диатомовых водорос-
лей и микроскопических опаловых капель.
Диатомиты относятся к высокодисперсным породам, но, несмотря на
это, обладают свойствами, совершенно пе характерными для юнкодис-
перспых । рунтов. У диатомитов с ростом дисперсности естественная
влажность, пористость, пластичность и влагоемкость в отличие от глин
пе увеличиваются, а снижаются. Эта важная особенность диатомитов
обусловлена содержанием в них кремнекислоты в виде геля. Диатомиты
обладают очень высокими пористостью (60—70%, редко 90%) и естест-
венной влажностью (40—45%). Несмотря па это, в ненарушенном со-
стоянии они устойчивы в откосах и стенках котлованов, в чем сказы-
вается влияние структурных связей. При нарушении структуры эта
связь теряется и вновь не восстанавливается.
Глины преобладают в верхней части толщи. Глинистая фракция в
основном представлена иллитом и монтмориллонитом, присутствуют
бейделит, галлуазит, монотермит и каолинит. Глины нередко кремнистые
(опоковидные), часто сильно опссчапеиные, переходят в слабосцементи-
рованные глинистые песчаники. Средний гранулометрический состав ца-
рицынских глин по 120 анализам в Волгограде (данные Гидропроекта)
следующий: частиц мельче 0,005 мм — 30%; 0,05—0,005 мм — 55%,
крупнее 0,05 мм — 15%. Сопротивление сдвигу глин довольно высокое:
уюл внутреннего трения 20°, сцепление 0,86- 10s Па. Модуль деформации
в интервале нагрузок 0—2-105 Па изменяется от 50-105 до 500-105 Па.
В правобережном примыкании плотины Волгоградской ГЭС и в русле
Волги (по 55 анализам) были получены более низкие характе-
ристики: угол внутреннего трения 15°, сцеплепис 0,57- 10s Па. Компрес-
сионный модуль общей деформации (в интервале нагрузок 0—2-105Па)
113-10® Па.
Песчаники кремнистые, глауконитовые, различной крупности с очень
неравномерной цементацией. Физико-механические свойства их измен-
чивы даже на небольших расстояниях. Сопротивление раздавливанию
слабосцементированпых песчаников в Волгограде варьирует от 2-10® до
50- 10s Па (в среднем 20-105 Па), у крепко сцементированных возрас-
тает до 300-105 Па, а у окварцовапных, образующих крупные «кара-
ваи» среди песков, превышает 1000- 10s Па.
Пески приурочены к верхней части толщи. Они кварцевые, нередко
глауконитовые, преимущественно мелко- и среднезернисчые. Обогащен-
ные глауконитом разности характеризуются высокой пористостью, гид-
рофильностью, пониженной прочностью и повышенной сжимаемостью.
Они приобретают пластические свойства и способны к набуханию.
337
Водообильность пород формации различна и обусловлена фаци-
альной изменчивостью по разрезу. Наибольшей водообильиостью обла-
дают пески с редкими прослоями песчаников. Дебиты родников дости-
гают иногда 4 л/с. Воды пресные, гидрокарбонатные натриевые.
Верхнеальпибский структурный этаж представлен континентальными
осадками позднего плиоцена, плейстоцена и голоцена. Плиоценовые от-
ложения выполняют древние долины, четвертичные — покрывают почти
сплошным чехлом всю территорию региона.
Из ледниковых отложений в пределах региона развита только мо-
рена днепровского ледника, покрывавшего западную, более низкую
часть Приволжской возвышенности. Его талые воды оставили после се-
бя толщу водно-ледниковых отложений. Последующие оледенения не-
достигали границ региона и оказали лишь косвенное влияние на усло-
вия осадконакопления, изменив климат, размеры поверхностного стокам
и вызвав развитие мерзлотных процессов. D последнепровское время в-
долннах сформировались три надпойменные террасы: днепровско-мос-
ковская, микулинско-калининская и молого-птекснинско-осташковская.
На водоразделах и высоких террасах в это время происходило образо-
вание покровных лессовидных отложений небольшой мощности преиму-
щественно элювиально-делювиального и эолово-элювиального генезиса.
Не закрепленные растительным покровом песчаные участки речных тер-
рас и флювиогляциальных днепровских зандров перевевались с образо-
ванием эоловых бугров и дюн. В голоцене в речных долинах сформиро-
вались поймы, а иа междуречьях — торфяники, имеющие крайне незна-
чительное распространение.
Отмеченные особенности строения верхнеальпийского структурного-
этажа позволяют остановиться на рассмотрении здесь только некоторых
комплексов неоген-четвертичных отложений, имеющих значительное рас-
пространение и определяющих инженерно-геологические условия ре-
гиона.
Аллювиальные, озерные и озерно-лиманные отло-
жения акчагыльского и апшероиского возраста выпол-
няют древние речные долины. Породы акчагыла слагают основную-
часть толщи, а апшеронские отложения развиты в кровле разреза и на
прилегающих к долинам склонах водоразделов. Многие древние доли-
ны унаследованы современными, и в этом случае значительная часть,
верхнеплиоценовых отложений размыта.
Нижняя часть толщи осадков акчагыла сложена аллювиальными
песчано-гравийными образованиями базальной фации, выше — разно-
зернистыми песками русловой фации. Общая мощность аллювия 15—
40 м. Над иим залегают озерные и озерно-аллювиальные осадки (до
8—10 м), среди которых преобладают глины с прослоями мелкозернис-
тых песков и алевритов. На широте Самарской Луки и южнее аллюви-
альные отложения уменьшаются в мощности до 5—10 м и переходят
в озерные и озерно-аллювиальные. В низовьях и среднем течении реч-
ных долин озерные осадки частично замещаются и перекрываются мор-
скими глинами мощностью 5—15 м, на которых залегают лиманно-озер-
ные глины регрессивной фазы акчагыльского моря. При слиянии реч-
ных долин Приволжской возвышенности с долиной палео-Волги мощ-
ность осадков возрастает до 100—150 м.
Апшеронские аллювиальные осадки с эрозионным контактом зале-
гают иа отложениях акчагыла и более древних породах. Они пред-
ставлены почти белыми, кварцевыми, разнозернистыми песками с боль-
шим количеством гравийно-галечного материала, образующего в ниж-
ней части разреза линзы и прослои. Крупнообломочный материал в аи-
338
одеронском аллювии отличается меньшими размерами и худшей окатан-
жостью, чем в акчагыльском. Преобладает фракция 10—25 мм, тогда как
в гравийно-галечных отложениях акчагыла 25—50 мм.
Мощность апшеронского аллювия обычно не превышает 8—10 м
и только в Сызраио-Усольской палеодолине, где он представлен мел-
козернистыми песками, достигает 40—50 м. В инженерно-геологическом
•отношении акчагыльские и апшеропские отложения изучены слабо. Ис-
ключением является район Волго-Донского канала, где получены дан-
ные о свойствах глинистых пород. Здесь озерно-аллювиальные глины
•отличаются высокой влажностью, пористостью и сжимаемостью и чаще
всего имеют туго-мягкопластичную консистенцию. По результатам мас-
совых определений модуль деформации этих глин при нагрузках
0—2-105 Па изменяется от 15-103 до 44-10® Па.
Обводненность пород комплекса неравномерна и зависит от лито-
лого-фациального состава водовмещающих осадков. Глины практически
-безводны, тогда как аллювиальные пески и галечники водоносны.
Морена днепровского оледенения развита в западной
части региона, где опа плащом переменной мощности покрывает зна-
чительную часть междуречий и склонов речных долин на абсолютных
высотах 160—180 м. Сверху морена прикрыта 2—5-метровым чехлом
иокровных лессовидных суглинков, а подстилается песчано-глинистыми
'Отложениями юры, мела и палеогена. Мощность моренной толщи изме-
няется от 1—2 до 10—15 м, реже достигает 20—25 м. Морена представ-
.лена грубыми красно- и желтовато-бурыми пылеватыми несортирован-
ными суглинками с прослоями, карманами и линзами глин, супесей и
песков (от грубо- до мелкозернистых) различной мощности (от несколь-
ких сантиметров до 2—4 м), с включением многочисленных (8—15%)
галек и валунов как местных осадочных пород, так и пород скандинав-
ского происхождения. В составе мелкозема преобладают пылеватые ча-
стицы, содержание которых изменяется от 70 до 90%. Нижние горизон-
ты морены обычно обогащены материалом подстилающих пород, име-
ют темную окраску и более глинистый состав. Местами граница между
темно-серыми и красновато-бурыми разностями морены довольно чет-
кая, а иногда к ней приурочены линзы внутриморенных илн межстади-
-альных песков. Суглинки имеют полутвердую консистенцию, показатели
-их физических свойств приведены в табл. 90.
Модуль общей деформации моренных отложений по данным лабо-
раторных испытаний при нагрузках МО5—2-10® Па колеблется в пре-
делах: у суглинков от 170-10® Па (Сердобск) до 350- 10s Па (Пенза),
у глии от 110-105 Па (Белинский) до 270-105 Па (Беднодемьяновск),
при испытаниях штампами площадью 500 см2 (Сердобск, глубина 25 м)
составил 150-105 Па, при испытаниях штампами 2500 см2 — 200-105 Па.
•Показатели сопротивления сдвигу моренных отложений высокие: зна-
чения угла внутреннего трения изменяются у суглинков от 25 до 33°, у
тлин несколько ниже — 20—21°, сцепление у суглинков 0,12-105 —
0,38-10® Па, у глин около 0,40-10® Па.
Обводненность морены обусловлена развитием водоносных песча-
-ных линз в практически безводной глинистой толще. Воды гидрокарбо-
яатные кальциевые с минерализацией до 1,0 г/л, неагрессивные по от-
ношению к бетону.
Водно-ледниковые отложения днепровского воз-
раста развиты в основном в западной части региона, в Чебоксарском
Поволжье и некоторых других местах (см. рис. 55). Они представлены
•флювиогляциальными песками и озерно-ледниковыми образованиями
днепровского возраста, связанными с наступанием и деградацией
339
Таблица 90
Основные показатели физических свойств днепровской морены
Пункт опробова- ния	Показатели пластичности. %		Объемная Maqca, г/см’		Коэффициент пористости	Естественная влажность, %
	нвжпий предел	число пластичности	влажной породы	скелета грунта		
Г. Куле-	18’6 /381	15’° /331	2.06 /281	Ь74 /281	°’57 /281	20,7 ~(38’
баки	4.1 tX,)	3,9 <М>	0,08 1 >	0,07	}	0,06	
Район	,2’6 /421	15,9 -ГГ<42>	2’°5 /241	1,86 /241	°’84 /241	14,4 -й"<57>’
Пензы	1.5 (М		0,04 " *	0,05 ( >	0,07	
Там же	1616 /921	,9’2 /921	_L21_,291	*’64 /221	°’64 /221	18 0 /91>
	3,5 (М	3,4 (92)	0,09	0,08	0,08 “	3,3 ' >
г. Сер-	15>0 /331	17,0	2105 /281	1170 /281	°’54 /281	17’8 /331
добск	1,4 (:0)		0,06	0,05 ( *	0,05	*	2,0 (33>
Там же	20.0 /511		2’°° /171	Ь67 /171	/171	/511
	з.о 1 )	_ (51)	0,05 (	0,06	0,08	*	3,0 (51>
Примечание. См. табл. 17.
днепровского ледникового покрова. Отложения комплекса, как правило^
залегают на дочетвертичных породах, реже на днепровской морене. На
междуречьях они поднимаются до абсолютных отметок 220 м, опускаясь,
в долинах рек до 90 м, где переходят в аллювиальные отложения верх-
ней террасы. Часто водно-ледниковые отложения перекрыты чехлом по-
кровных полигенетических образований небольшой мощности. Там же,
где пески выходят па поверхность, они обычно преобразованы эоловой
деятельностью. Мощность водно-ледниковой толщи колеблется от 1—
2 м на междуречьях до 10—15 м в придолинных понижениях, обычно
5—7 м. В составе комплекса преобладают средне- и мелкозернистые,
реже пылеватые, пески с включениями гравия, редкой гальки и единич-
ных валунов различного петрографического состава. Нередко в толще,
песков встречаются линзы и прослои супесей, суглинков и глин.
Пески отличаются неоднородностью состава (коэффициент неодно-
родности 3—5) и, как правило, среднеплотным сложением, хотя сред»
мелкозернистых разностей встречаются пески как рыхлого, так и плот-
ного сложения. В связи с этим величина сопротивления внедрению ко-
нуса изменяется в широких пределах от 20-105 до 230.10s Па. Общей
закономерностью является увеличение плотности песков к низам раз-
реза. Объемная масса влажных песков 1,78—1,53 г/см3; объемная мас-
са скелета 1,67—1,40 г/см3; коэффициент пористости 0,84—0,58; естест-
венная влажность 6—7%. Угол естественного откоса их в сухом состоя-
нии 35—43°, а под водой 30—42°. Модуль общей деформации песков из-
меняется от 90-105 до 280-105 Па. В составе глинистых пород комп-
лекса преобладают глины и суглинки, находящиеся в туго- и мягкопла-
стичной консистенции. Показатели их физических свойств приведены,
в табл. 91. Прочностные показатели глинистых пород в зоне аэрации
(средине значения) составляют: сцепление 0,4- 10s Па; угол внутреннего,
трения 21° Глинистые породы комплекса относятся к среднесжимаемым,
грунтам.
340
Обводненность пород комплекса неравномерная. Дебиты источников
достигают иногда 10,4 л/с. Воды гидрокарбонатиые кальциевые с мине-
рализацией не более 1,0 г/л; иа отдельных участках они обладают гид-
рокарбонатной и общекислотной агрессивностью.
Лессовидные полигенетические отложения плей-
стоценового возраста пользуются широким развитием в регио-
не, перекрывая чехлом почти вес отложения, за исключением болотных
и отложений низких террас. Только на севере и особенно северо-западе
региона отмечается их островное распространение.
Таблица 91 Основные показатели физических свойств глинистых пород водно-ледниковых отложений днепровского времени						
Пункт опробо- вания	Показатели пластичности, %		Объемная масса. г/см“		Коэффициент пористости	Естественная ] влажность, %
	нижний предел	число пластичности	влажной породы	скелета грунта		
Саранск Район Пензы Там же	20,5 <“> Ч^'35’	19,5 3.1	Глины 1,86 0.05 <ЭД 0,09 ( ) Суглинки 1,98 <|з>	0.13 ^> -^3>	0,87 0,08 ( 36> 0,75 &(34) 0,53 ,, 0,02 ( 4)	30,4 2,9 (36> 21,8
Примечание. См. табл. 17.
Осадки комплекса представлены покровными суглинками, переходя-
щими в южной части региона в типичные лессы. Мощность покровных
отложений весьма непостоянна и изменяется от нескольких метров иа
водоразделах до 10—20 м на их склонах (наиболее часто 5—10 м).
И только на самом юге территории (район Волгограда) мощность лес-
совых пород достигает 60 м. Представлены они палево-бурыми, пылева-
тыми, известковистыми и макропористыми глинистыми породами, средн
которых преобладают суглинки; глины и супеси встречаются значитель-
но реже. Толща неслоиста, по местами разделяется иа пачки несколь-
кими горизонтами погребенных почв. В иижних частях толщи наблюда-
ются включения карбонатной щебенки или же небольшие линзы пылева-
того песка. В обрывистых склонах долин и оврагов породы часто обра-
зуют столбчатую отдельность. Породы легко и быстро размокают в во-
де (1—2 мин). Они в той или иной степени просадочны, особенно в юж-
ных частях региона, в местах глубокого залегания грунтовых вод
(рис. 56). Коэффициент относительной проса дойности при нагрузке
3-105 Па колеблется от 0 до 0,203. Суммарная просадочность в породах
комплекса на отдельных участках достигает 30—50 см (обычно 5—
15 см). С глубиной отмечается закономерное увеличение влажности и
плотности, а также понижение относительной просадочноеги (рис. 57).
Консистенция пород изменяется от твердой до мягкопластичиой. Физи-
ческие свойства глинистых пород приведены в табл. 92.
341
Рис. 56. Карта просадочности и мощности лессовых пород (по В. С. Быковой,
1967)
1 — непросадочные породы; 2 — суммарная просадочность до 5 см; 3 — проса-
дочность до 15 см; 4 — просадочность до 30 см; 5 — просадочность до 50 см; 6 —
лессовые породы отсутствуют; 7 — мощность лессовых пород, м; 8 — пункты
ннженерно-геологяческого опробования; 9 —граница между участками с различ-
ной просадочностью; 10 — граница между участками с различной мощностью
(там, где не совпадает с границами просадочности)
Таблица 92
Основные показатели физических свойств глинистых пород покровного комплекса
Пункт опробования	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влажность. %
	ннжкий предел	число пластич- ности	влажной породы	скелета грунта		
Район г. Арда-	18’\сп	»М,6П	1193 /621	1154 /621	°’75 /621	27.3 /50»
това	0,7 8		0,03	0,04	0,04 (	1,7 (50)
Рабон Ульянов-	19,6		1,79 132)	’’57 /321	°’76 /311	22’9 /52»
ска	3,2<М>		0,09 (	0,14 (3-’	0,08 ( )	5,2 (52)
	17,1	14,0	1,79	1-52 л	0,80	17,1
						
к,уиоышев9 1	м(|8)	Те08’	0,13 (18)	0,07 (1G)	0,09	4,7’ °8*
	15,0	17,0	1,89	1,58	0.67	
	*	1 £*1 \			’	/1		
Г. ДамСНКа	Т5(6|)	0.4 (81>	0,03	>	0,03 ( )	0,03	
	14,8	8,2 		1,74	1,60	0.69 п	9.2
Волгоград						
	20<3’2>	з,1(8га>	0,10 (872>	0,10 (372)	o,io'<37S|	4.0 (372*
	20,0	23,8 ,	1,78 _	1.40 _	0.95 ,л	28,1 „ „
		3,3 <“>				
цензы	2,7 (58)		0,07	0,07	0,18 (23)	3,5 (50)
	20,5	23,8	1,94	1.56 „	0,74 ,	23,9 _
						
г. Балашов	1,9 (’1)	3,0 171 >	0,07	0,07 (71)	0,07 <71>	2,7 (71>
Примечание. См. табл. 17.
Модуль общей деформации суглинков при нагрузках ЫО5-
2* 105 Па изменяется от 75*105 до 338-105 Па (при естественной влаж-
ности). Показатели прочности следующие: угол внутреннего трения 16—
27°, сцепление 0,16* 105—0,50* 105 Па.
460 470 480 4.90 0,8 67 0,8	5 'и П V • gw gw g'
Объёмная масса. Коэтициент Естественная Относительная
е/см3 пористости Влажность^ [о понятность
Рис. 57. Изменение физико-механических свойств лессовых пород
с глубиной (Волгоград): а —для южной части города; 6 — дли
северной части города; относительная просадочность при дополни-
тельной нагрузке соответственно 0,5-10’; 1-105; 2 - 10s и 3 -10* Па
Аллювиальные отложения плейстоцена и голоце-
на формируют надпойменные и пойменные террасы всех крупных рек
региона. IV и III среднеплейстоценовые террасы относительной высо-
той 30—45 и 20—30 м распространены во внеледниковой зоне, II и 1
позднеплейстоценовые террасы высотой 12—25 и 7—12 м распростране-
ны как во внеледниковой, так и в ледниковой зонах. Высота поймы 4—
8 м. Толща среднеплейстоценового аллювия состоит из двух свит. Ниж-
343
ияя мощностью 10—15 м отчетливо разделяется на пойменную и рус-
ловую фации. Последняя представлена серыми, преимущественно мел-
ко- и среднезернистыми косослоистыми песками с галькой и гравием в
основании. В разрезе пойменной фации мелкозернистые пески переслан!
ваются с темно-серыми и серыми иловатыми, йногда песчанистыми или
алевритовыми глинами. Верхняя свита мощностью 15—35 м сложена
горизонтально-слоистыми, преимущественно мелкозернистыми, песками
с прослоями супесей и суглинков; в основании разреза иногда встреча-
ются неясно выраженная косая слоистость и мелкий гравий. Формиро-
вание осадков верхней свиты происходило в перигляциальных условиях
в эпохи материковых оледенений. В области днепровского оледенения
в строении террасы участвует только одна верхняя свита мощностью
около 10—15 м. Аллювий состоит преимущественно из мелкозернистых
песков с линзами крупно- и грубозернистых песков и глины. В основа-
нии разреза встречаются гравий и галька, а в кровле пески постепенно
сменяются неяснослоистыми суглинками.
В позднем плейстоцене сформировались две прислоненные друг к
другу надпойменные террасы, врезанные в цоколь среднеплейстоцено-
вой. Они широко распространены в речных долинах по всей территории.
Высота их в бассейнах Свияги и Медведицы 7—9 и 12—15 м. Мощ-
ность верхнеплейстоценовых аллювиальных отложений 10—20 м, на
20—30% превышает мощность голоценового аллювия. В составе аллю-
вия выделяются русловая, пойменная, а иногда и старичная фации. Рус-
ловой аллювий составляет около % разреза. Он представлен песками
мелко- и среднезернистыми с гравийно-галечным горизонтом в основа-
нии, пойменный — суглинками и глинами с прослоями и линзами мел-
ко- в тонкозернистого песка. В ледниковой области в строении верхней
террасы преобладают пески. Общей закономерностью является увели-
чение в разрезе глинистых пород в составе аллювия малых рек.
Физико-механические свойства плейстоценовых аллювиальных пес-
ке® были изучены при проектировании Сурской ГЭС. Объемная масса
песков изменяется от 1,43 до 1,66 г/см3; среднее значение коэффициента
пористости 0,81, а угла естественного откоса под водой 29° и в сухом
состоянии 36°. Прочностные и деформационные свойства песков во мно-
гом зависят от их крупности.
Глинистые аллювиальные породы представлены в основном суглин-
ками мягкопластичной консистенции, довольно однородными но своим
физико-механическим свойствам в пределах всей территории. Сущест-
вует определенная зависимость свойств пород от их влажности. В зоне
аэрации объемная масса суглинков 1,84 г/см3; объемная масса скелета
1,46 г/см3; коэффициент пористости 0,81 (средние значения по 10 опре-
делениям в районе Каменки). Ниже уровня подземных вод объемная
масса возрастает до 1,99 г/см3; объемная масса скелета до 1,61 г/см3;
коэффициент пористости уменьшается до 0,61.
В разрезе голоценового аллювия выделяется русловая фация, пред-
ставленная разнозернистыми песками с гравием и галькой, глинисто-
суглинистая пойменная фация и линзы иловатых супесчано-суглинистых
старичных отложений, которые изредка встречаются по всей толще.
В, долинах Свияги, Хопра и Медведицы мощность аллювия 9—15 м, в
низовьях Суры до 17—20 м.
Обводненность пород комплекса весьма различна и определяется
не только их литолого-фациальными особенностями, ио и гидравличес-
кой связью с водами коренных пород. Преобладают гидрокарбон а тно-
натриевые воды с минерализацией до 1 г/л. На участках подтока вод из
коренных отложений последняя возрастает до 20 г/л.
344
Гидрогеологические условия
Разнообразие литологического состава пород осадочного чехла в
совокупности с геолого-структурными особенностями территории созда-
ли сложные и разнородные гидрогеологические условия региона. Разви-
тие серии региональных водоупоров обусловило расчленение мощной во-
доносной толщи на многочисленные водоносные горизонты.
К верхам разреза приурочены грунтовые воды порового и пластово-
порового типа. Наибольшее распространение они получили в пределах
речных долин и в области развития флювиогляциальных песков. Грунто-
вые воды приурочены также к линзам и прослоям песков в толще море-
ны и верхней трещиноватой зоне осадочных пород палеозоя и мезозоя.
Питание вод происходит в основном за счет инфильтрации атмосферных
осадков. Глубина залегания грунтовых вод в пределах региона различ-
на. В западной части региона воды приурочены к флювиогляциальным
и аллювиальным образованиям, залегают на глубинах от 0 до 20 м.
В восточной части Приволжской возвышенности глубина их залегания
определяется в основном глубиной и интенсивностью эрозионного рас-
членения. В пределах наиболее повышенных и хорошо дренированных
участков она нередко превышает 30 м.
В режиме грунтовых вод прослеживаются определенные закономер-
ности. В зоне приречного режима годовая амплитуда колебания уровня
грунтовых вод уменьшается от 7—8 м на севере до 0,3—2 м на юге.
В береговой полосе Куйбышевского и Волгоградского водохранилищ ко-
лебание уровня грунтовых вод составляют соответственно би 10—11 м;
по мере удаления от водохранилищ оиа постепенно уменьшается, причем
зона влияния паводка достигает 5—6 км. На междуречьях величина го-
довых колебаний уровня уменьшается от 1—1,2 м на севере до 0,3—0,4 м
па юге. По химическому составу грунтовые воды относятся к гидрокар-
бонатно-натриевым и кальциевым с минерализацией до 1 г/л. В южной
части региона (бассейн р. Иловли) преобладают сульфатные и хло-
рндно-сульфатные воды с минерализацией до 3 г/л, реже более. Воды,
как правило, неагрессивны по отношению к бетону. Лишь в отдельных
местах отмечается сульфатная агрессивность.
Трещинно-пластовые и трещинно-карстовые воды приурочены к по-
родам карбонатной и карбонатно-галогешюй формаций, в которых наи-
более обводнена зона повышенной трещиноватости, прослеживающаяся
до глубины 60—80 м, пьезометрические уровни устанавливаются на
глубине 10—30 м (нередко скважины фонтанируют). Подземные воды
обладают четкой вертикальной гидрохимической зональностью. В верх-
ней зоне они пресные, гидрокарбонатные кальциевые. С глубиной за
счет повышенного содержания сульфатов кальция и хлоридов натрия
слабоминерализованные и минерализованные и обладают сульфатной
агрессивностью. Из-за больших скоростей движения подземных вод и
агрессивности они активно выщелачивают карбонатные породы.
Современные геологические процессы
Структурно-геологические особенности региона, новейшие тектони-
ческие движения, климатические условия и отчасти хозяйственная дея-
тельность человека способствуют развитию разнообразного комплекса
геологических процессов. Широкое развитие имеют оползневые
процессы, особенно в восточной части региона по склонам Волг*.
Современные оползни морфологически четко выражены, нередко разви-
345
ваются на фоне древних и разбросаны отдельными участками или тя-
нутся непрерывно на несколько километров вдоль склонов долины Вол-
ги. Максимальной ширины оползневые участки достигают у Хвалынска,
Ульяновска, Вольска, Саратова, Волгограда. Наиболее широко разви-
ты оползни в нижнемеловых отложениях, слагающих районы Ульянов-
ского Поволжья, правобережье нижнего течения Сызрани, районы Са-
ратовского Поволжья. Рельеф склонов здесь очень сложен, нередко они
сплошь захвачены оползнями разного возраста. Широко развиты древ-
ние неогеновые и четвертичные оползни, достигающие значительных раз-
меров (Ульяновск, Саратов). На их фоне развиты весьма активные со-
временные оползни разной морфологии — оползни оседания, сплыва,
оползни-потоки, оползни выдавливания, оползни-блоки. Последние до-
стигают огромных размеров. Так, например, оползни 1902, 1915 и
1955 гг. в Ульяновске имели объем в сотни тысяч кубических метров,
а в Саратове в 1966 г. зафиксированы оползни объемом от 3 до 10 млн.
кубических метров. На одном и том же склоне обычно встречаются раз-
ные по форме оползни, причем одни оползни могут развиваться на
других.
Оползни в пермских отложениях развиты значительно реже и отме-
чаются вверх по течению Волги от д. Долиновки (крупные древние
•ползни выдавливания, современные оползни-оплывины, мелкие ополз-
ни-обвалы в основании склона и др.). Современные оползни обусловле-
ны в основном влиянием на породы атмосферных и подземных вод, ре-
же связаны с наличием в массиве склона слоев относительно слабых по-
род. Подобный оползень произошел в 1971 г. в 10 км ниже по течению
от г. Тетюши.
Оползни в верхпеюрских отложениях региона не имеют широкого
развития и фиксируются лишь в полосе от нижнего течения Суры
(д. Долиновка — Уидоры — Городище) и в районе Сызрани. На отдель-
ных участках состояние оползших глинистых масс разрушенных верхне-
юрских пород мощностью 7—16 м близко к предельному равновесию.
Действующие оползни встречаются в виде отдельных потоков в сланце-
вой толще пижиеволжского яруса, залегающего на крутых склонах или
на участках интенсивного увлажнения выклинивающимися подземными
кодами. Южнее Ульяновска (между селами Новодевичье и Климовка),
в районе Хвалынска и Вольска отмечаются оползни в верхиемеловых и
Йерекрывающих их палеогеновых и неогеновых отложениях. Это в основ-
ном крупные древние неогеновые оползни, достаточно устойчивые в на-
с^оящее время. Современные оползни, как правило, мелкие, связаны с
размывом берега и влиянием атмосферных осадков.
Для правого берега Волги выше Ульяновска характерны оползни в
четвертичных лессовидных суглинках, приуроченные к местам скопле-
ния подземных вод в основании этих отложений.
К настоящему времени на Волге проведены большие противоополз-
невые мероприятия (отвод поверхностных и дренирование подземных
вод, пригрузка склонов в нижней части и др.), давшие хорошие резуль-
таты.
Эрозионные процессы в пределах региона развиты не мень-
ше, чем оползни, наиболее активизируясь в весеннее время стоком талых
снеговых вод. Так, по данным Н. М. Коротиной, в районе Ульяновска
за период 1963—1965 гг. наблюдаемые ею овраги выросли на 79 м, при-
чем весной рост их достигает 53 м, а в летне-осенний период лишь 26 м.
Однако эрозионная деятельность в пределах региона имеет неравномер-
ное распределение, и сс интенсивность контролируется прочностью сла-
346
гающих территорию пород. Наибольшей прочностью и противоэрозион-
ной устойчивостью обладают сильно трещиноватые кремнистые опоки
и песчаники палеогена, менее стойки к процессам эрозии мергельно-ме-
ловые породы верхнего мела, еще менее устойчива песчано-глинистая
толща нижнего мела и юры; минимальную устойчивость проявляют раз-
личные по литологии четвертичные отложения. В районах развития
кремнистых пород палеогена густота овражно-балочной сети едва пре-
вышает 0,1—0,2 км/км2. В полосе распространения мергельно-меловых
пород она увеличивается до 0,5—1 км/км2, а на участках приповерхност-
ного залегания юрско-меловых отложений она достигает 1—2 км/км2.
Районы с интенсивным развитием эрозионных процессов и густотой ов-
ражно-балочной сети 2 км/км2 примыкают к берегам водохранилищ. За-
метное влияние на эрозионную деятельность водотоков оказывает зале-
сенность территории. Интенсификации эрозионных процессов способст-
вует также и хозяйственная деятельность человека, направленная на
уничтожение лесного покрова, распашку склонов и др. В пределах ре-
гиона имеются участки, где даже глубоко расчлененный рельеф, сло-
женный малостойкими и легкопроницаемыми породами, совершенно не
затронут эрозией, пока нс нарушен лесной и дерновый покров. На Волж-
ском склоне в районе Ульяновска, на участке, где уничтожен лес, гус-
тота промоин, несмотря на небольшие уклоны местности (1—2°)„
5,5 км/км2, что в 2 раза больше, чем на залесенных участках. Однако в
отдельных местах эрозионная деятельность весьма интенсивна и в ус-
ловиях естественного растительного покрова. Рост оврагов происходит
в местах нарушения сплошности покрова оползневыми, карстовыми и
суффозионными процессами.
Карстовые процессы развивались во время континентальных
перерывов, связанных с особенностями геологической истории позднего
палеозоя, мезозоя и кайнозоя, и характеризуются наличием двух основ-
ных эпох — досреднеюрской и кайнозойской. Закарстованность досред-
неюрских пород выражается в образовании своеобразных брекчиевид-
пых доломитов, кавернозности пород и превращении их в доломитовую
муку, а также в наличии погребенных под мезозойские образования кар-
стовых воронок и котловин (западная часть Самарской Луки). Эпоху
развития кайнозойского карста можно подразделить на четыре этапа.
Последний этап соответствует времени формирования современной гид-
рографической сети и развития новых оврагов. В настоящее время кар-
стовым процессам подвержены породы карбонатной и галогенной фор-
маций (области Жигулевского и Алатырского поднятий), а также мер-
гельно-меловые породы (северная часть Ульяновско-Саратовского про-
гиба). Наиболее интенсивные карстопроявления в карбонатных породах
зафиксированы в районе Самарской Луки, где отмечаются поверхност-
ные формы карста в виде воронок диаметром 5—10 м и глубиной 2 м н
более. На отдельных участках воронки, сливаясь, образуют котлованы
размером 25X50 м и глубиной более 1,5 м. В северной части Ульянов-
ско-Саратовского прогиба карстуется трещиноватый мел маастрихтско-
го яруса на контакте с нижпесызранской свитой с образованием воро-
нок, вытянутых котловин и редко провалов с вертикальными стенками,
расположенных в основном по склонам долин и балок, реже на I надпой-
менной террасе. В большинстве случаев воронки глубиной 3—7 м, диа-
метром 3—10 м (реже до 20 м) расположены группами и вытянуты це-
почками вдоль склонов долин (верховьев Средней и Верхней Терешки,
Сызрани, Алатыри и др.). На погруженном крыле Жигулевского под-
нятия скважинами под толщей сыртовых и акчагыльских отложений
провалами до 3 м фиксируется карст.
^47
ГЛАВА 17
ДНЕПРОВСКО-ДОНЕЦКАЯ ВПАДИНА
Большую часть территории региона занимают Полесская и При-
днепровская низменности с плоской или 'пологоволнистой поверхностью,
слабо наклоненной к долине Днепра и в южном направлении. Для По-
лесья характерно широкое распространение дюнного рельефа. Преобла-
дают абсолютные высоты НО—180 м, в долине Днепра они снижаются
до 60—90 м.
Гидрографическая сеть относится преимущественно к бассейну
Днепра (Десна, Припять, Псел и др.), а также Сев. Донца и Зап. Буга.
Главным источником питания рек являются талые воды (60—80% сто-
ка), на долю дождевых и грунтовых вод приходится по 10—20%. Для
рек характерны высокие, по кратковременные весенние половодья и
низкие летне-осенне-зимние меженные уровни. Речные долины широкие
(долина Днепра в районе Киева достигает 125 км) и слабоврезанные, с
пологими склонами. В Полесье широко развиты озера и болота. Среди
обширных болот преобладают низинные, травяные, местами переходя-
щие в заливные луга.
Климат региона умеренно континентальный с преобладанием влаж-
ных западных ветров и возрастанием континентальности к юго-востоку.
Среднегодовая температура воздуха на северо-западе 6—7°, на юго-вос-
токе 8—9°. Количество осадков соответственно 600 и 400 мм, высота
снежного покрова 0,4 и 0,1 м, глубина промерзания почв 1,25 и 1,50 м.
Район Полесья (севернее линии Житомир—Киев—Конотоп) относится к
эоне смешанных лесов, произрастающих на дерново-подзолистых и тор-
фяно-болотных почвах. В расположенной южнее (до линии Кременчуг—
Полтава—Харьков) зоне лесостепи чередуются участки широколиствен-
ных лесов с серыми лесными почвами и участки безлесные, почти пол-
ностью распаханные, где развиты выщелоченные черноземы. В южной
части региона, являющейся зоной сплошного сельскохозяйственного ос-
воения, на тяжелых лессово-суглинистых породах в условиях засушли-
вого климата сформировались черноземы мощные и средней мощности.
По балкам и берегам рек изредка встречаются дубравы.
Геологическое строение, инженерно-геологическая
характеристика пород
Регион представляет собой крупную сложно построенную отрица-
тельную структуру, унаследованно развивающуюся с начала девона.
Она состоит из собственно Днепровско-Донецкой и продолжающих ее
Припятской и Брестской впадин, выполненных мощной толщей (до 5—
6 км) осадочных образований. Среди них можно выделить породы гер-
цинского, киммерийско-альпийского и верхнеальпийского структурных
этажей (рис. 58).
Герцинский структурный этаж образован различными по генезису
и составу породами, принадлежащими галогенной (средний — поздний
девой), угленосной (ранний — средний карбон), терригенной пестро-
цветной (поздний карбон), галогенно-карбонатной (ранняя пермь) и
терригенной красноцветной (поздняя пермь — ранняя юра) формаци-
ям. Большая часть перечисленных образований, за исключением девон-
ских отложений, залегает на большой глубине (1—3 км) и поэтому да-
лее не рассматривается.
348
Галогенная формация среднего и позднего девона
представлена мощной толщей терригенных и галогенных осадков, нако-
пившихся в мелководном морском бассейне повышенной солености.
Слагающие ее породы представлены галитом, карналлитом, силь-
винитом в различном сочетании, реже гипсами и ангидритами, которые
Рис. 58. Схематическая карта распространения формаций дочетвертнчных отложений
Днепровско-Донецкой впадины и схематический геологический разрез.
Формации: 1—терригенная сероцветная палеоген-неогепа (Р—N); 2—мергельпо-
меловая позднего мела (Кг); 3 — терригенная сероцветная раннего и позднего мела
(Ki—а); 4 — эффузивно-терригенная средней и поздней юры (Л-з); 5 — терригенная
гкрасноцветная поздней перми, триаса и ранней юры (Рг—Л); 6 — галогенио-карбо-
натная ранней перми (Pi); 7— терригенная пестроцветпая позднего карбона (С»);
8 —угленосная раннего и среднего карбона (С«_г); 9 — галогенная среднего и позд-
него девона (Оз-з); ‘10 — метаморфические породы докембрия; 11 — зоны тектони-
ческих нарушений; 12 — солянокупольиые структуры; 13 —карст; 14 —границы меж-
ду формациями; 15 —линия разреза
•залегают среди ангидритов, алевролитов, известняков, песчаников, глии
/и битуминозных сланцев (с примесью нефти и газопроявлениями). Сре-
ли них встречаются интрузивные тела и прослои эффузивных пород.
349
Под влиянием высокого гравитационного давления в осевой части*
впадины и неоднократных тектонических воздействий во время послед-
них фаз герпинского и особенно альпийского тектогенеза соль вытесня-
лась в области, ослабленные разломами. В результате этого процесса?
вдоль Ромеиско-Шебелинского и Исачковско-Полтавского разломов,
ограничивающих наиболее погруженную часть впадины, возникли две
линейно-вытянутые зоны брахискладок с соляными штоками в ядрах.
Часть этих штоков прорывает своды структур, достигая дневной поверх-
ности (районы Ромен, Исачек и др.), другая часть — только приподни-
мает сводовые части структур. Штоки в плане имеют форму вытянутых
в северо-западном направлении эллипсов размером до 120 км2 мощно-
стью более 3000 м. Как правило, они сопровождаются зоной тектониче-
ских брекчий (шириной до 180—300 м), состоящей из обломков и глыб-
ангидритов, диабазов, туфов и др. Галогенные породы обладают легкой
размываемостью и подвержены карстообразованпю. Некоторые проч-
ностные характеристики их приведены в табл. 93.
Таблица 93
Прочностные свойства пород галогенной формации
Породы	Временное соиротннленис> 10* Па	
	сжатию	растяжению
Галит 		260 (Ж	"Т(27)
	39,7 (	
Сильвинит		260	22 -у 05)
	30,7 < *	
Сильвинит-карналлит		260 31.7 <19>	20 — (15) 4
Карналлит-галит		-27(2)	-^-(2)
		
Примечание. См. табл. 17.
Водообильность пород формации незначительна. Воды приурочены
к рыхлым и трещиноватым песчаникам и алевролитам, напорные, высо-
комииерализованные, термальные, по химическому составу хлоридно-
кальциево-натриевые, с повышенным содержанием йода, брома и других
микроком понентов.
Киммерийско-альпийский структурный этаж. В сферу хозяйственной*
деятельности попадают лишь осадки верхней части этого структурного
этажа, принадлежащие мергельно-меловой (поздний мел) и терриген-
ной сероцветиой (палеоген—неоген) формациям. Средне- и верхнеюр-
ские породы эффузивно-терригенной формации и отложения терриген-
ной сероцветной формации мелового возраста залегают обычно на зна-
чительной глубине и в инженерно-геологическом отношении почти не-
изучены.
Породы мергельно-меловой формации позднемело-
вого возраста выходят на дневную поверхность в междуречьях Дес-
ны, Ворсклы, Сев. Донца, Орели и их притоков. Они представлены ме-
лом, мелоподобными мергелями, реже известняками и лишь верхние
горизонты — опоковидными песчаниками. Общая мощность отложений
500—600 м и более. Физико-механические свойства мела, слагающего»
350
•верхнюю, выветрелую часть карбонатной толщи на глубине 35—50 м ха-
рактеризуются следующими средними значениями основных показате-
лей: предел текучести 38%; предел раскатывания 24%; число пластич-
ности 14; плотность 2,7 г/см3; объемная масса влажной породы 1,87 г/см8;
объемная масса скелета 1,42 г/см3; коэффициент пористости 0,9; естест-
венная влажность 31,2%; угол внутреннего трения 27°; сцепление
0,76-105 Па (Харьков, 30 определений). Наиболее обводнены породы в
верхней трещиноватой зоне до глубины 100—150 м. В центральной части
впадины по мере погружения пород водообильность резко снижается.
Воды пресные, гидрокарбонатиые кальциевые. С глубиной отмечается
увеличение минерализации и изменение солевого состава.
Терригенная сероцветиая формация палеогена — ран-
него миоцена объединяет весьма пестрые по составу и условиям форми-
рования отложения суммарной мощностью до 560 м, которые трансгрес-
сивно (иа контакте присутствуют галечпики и конгломераты) залегают
•на размытой поверхности мезозойских пород. По периферии впадииы и
в районе соля иокупол ьных структур породы формации обнажаются в
долинах рек, по балкам и оврагам; в осевой части впадииы они скрыты
под мощным покровом неогеновых и четвертичных осадков. Нижняя
пасть разреза (палеоцен, сумский ярус) сложена опоками, песчаниками,
алевритами, песками, алевритовыми и песчаными глинами, залегаю-
щими на глубине от 40 до 250 м и обнажающимися только в долине
р. Псела (окрестности г. Сумы). Мощность отложений колеблется от
10 до ПО м. Выше залегает толща преимущественно песчаных отложе-
ний эоцена (каневский, бучакский ярусы) и олигоцена (харьковский
•ярус). Исключение составляет киевский ярус эоцена, представленный
.глинами и мергелями с прослоями песков и опоковидных песчаников.
Пески кварцевые, в различной степени глауконитовые и глинистые.
В основании каждого яруса часто встречается базальный горизонт, но
в целом для всей толщи эоцена характерно постепенное увеличение круп-
ности песков снизу вверх по разрезу. В каневском ярусе преобладают
тонко- и мелкозернистые глинистые пески, для киевского характерпы
-среднезернистые пески. Одновременно уменьшается содержание глауко-
нита от 15 до 2%. Для каневских и особенно для киевских песков ха-
рактерна значительная примесь фосфоритовых стяжений, концентриру-
ющихся в базальном слое. Пески харьковского яруса преимущественно
мелкозернистые, глинистые и алевритовые, глауконитово-кварцевые.
Пески эоцен-олигоцепа имеют довольно близкие характеристики ос-
новных показателей физических свойств: плотность 2,64—2,67 г/см3;
•объемная масса скелета 1,50 1,58 г/см3; пористость 35—44%; коэффи-
циент фильтрации от 1—2 до 10,5 м/сут; угол естественного откоса в
сухом состоянии 27—38°, а под водой 23—31°; сжимаемость в водона-
сыщенном состоянии при нагрузках 1-Ю5, 2-105, З-Ю5 Па в среднем
•соответственно равна 10, 17 и 22 мм/м; угол внутреннего трения 26°.
Глипистые породы присутствуют главным образом в киевском яру-
се; в каневском, бучакском и харьковском ярусах они встречаются в ви-
де маломощных прослоев. Их физические свойства приводятся в табл. 94.
Механические свойства глинистых пород характеризуются следую-
щими показателями: угол внутреннего трения 19—26°; сцепление
0,38-105—0,88-105 Па; модуль общей деформации при давлениях от 0 до
2-105 Па колеблется от 75* 10s до 120-105 Па. Эти данные позволяют от-
нести глины палеогена к слабо- н среднесжнмаемым породам.
Верхняя часть отложений формации образована песчано-глинисты-
ми породами берекского яруса и полтавской свиты. Первый из пих пред-
ставлен морскими и прибрежно-морскими песками и глинами с просло-
351
Таблица 94
Средние значения основных показателей физических свойств глинистых пород
палеогена (Харьков)
Породы	Показатели пластич- ности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естествен- ная влаж- ность, %
	нижний предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета грунта		
Каневский и бучакский ярусы
Глина..........| 22 (24) I 19 (24) | 1,90(21) | 1,52(21) | 0,78(21) j 25 (21)
Киевский ярус
Глина мергелистая I 30 (202) | 26 (202) I 1,86 (204) I 1,40 (204) 0,94 (204) I 33 (204)
Глина.......... 30(96) 22(96) 1,67(69) 1,48(69) 0,99(69) 35,1 (96)
Примечание. В скобках дано количество определений.
ями бурых углей и песчаников, а второй — исключительно континен-
тальными песками, песчаниками, вторичными каолинами, глинами и бу-
рыми углями. Общая мощность пород достигает 125 м, но местами, в.
особенности в пределах речных террас, они полностью размыты. В пес-
ках преобладают тонко- и мелкозернистые фракции, среднее содержа-
ние которых составляет соответственно 83 и 64,5%; коэффициент филь-
трации 6,7 м/сут; угол естественного откоса в сухом состоянии 35—40°,
под водой 30—32°. Породы формации обводнены неравномерно. Мерге-
ли в основном безводны и служат водоупором. Воды песчаных просло-
ев на большей части территории дренируются. Они безнапорные, лишь
в осевой части впадины пьезометрические уровни достигают 60 м. По
химическому составу воды гидрокарбонатные кальциевые с минерализа-
цией до 1 г/л, а в центральной части впадины иногда сульфатпо-гидро-
карбонатные натриево-кальциевые и сульфатно-хлоридныс натриевые с
минерализацией до 3, реже до 5 г/л.
Верхнеальпийский структурный этаж сложен осадками позднего
миоцена — плиоцена и четвертичными отложениями.
Наибольший интерес в инженерно-геологическом отношении пред-
ставляют последние. Накопление их происходило под воздействием не-
прерывно продолжавшихся дифференцированных тектонических движе-
ний земной коры, неоднократных оледенений, резких колебаний клима-
та и величины поверхностного стока. Поэтому четвертичные отложения
отличаются значительной фациальной изменчивостью и имеют отчетли-
во выраженную зональность распространения. В северо-западной части
региона (Полесье) они представлены преимущественно ледниковыми и
водно-ледниковыми образоваииями, мощность которых составляет в
среднем 40—80 м, возрастая иа участках конечных морен и в глубоких
погребенных долинах до 130 м. На юго-востоке во внеледниковой зоне
развиты почти исключительно лессовые породы .мощностью от 1—3 да
15 м и в редких случаях до 40—55 м (рис. 59).
Комплекс пестроцветных глин позднего миоцена — ран-
него плиоцена суммарной мощностью до 30 м встречается почти на всей
территории Днепровско-Донецкой впадины и на востоке Припятской,
выходя на поверхность в долинах Днепра и его притоков. Здесь из-за
размыва во время формирования плиоценовых и четвертичных террае
352
Рис. 59. Схематическая карта распространения геолого-генетических типов, комплек-
сов и формаций послеиижиемеловых отложений и схематический геологический раз-
рез Днепровско-Доиецкой впадины.
Геолого-генетические типы и комплексы отложений: 1 — аллювиальные плейстоце-
новые и голопеиовые (al—IV); 2 — лессовые плейстоценовые (4 I—III); 3 — вод-
но-ледниковые, озерные и аллювиальные московско-калииииские (f,lg,l,a Пт—1114);
4—московская морена, (glim); 5 — иерасчленеиные водно-ледниковые, озерные и
аллювиальные днепровско-московские (/,lg.i,alld—т); 6 — днепровская морена
(gII<0; 7 — нерасчленениые водно-ледниковые, аллювиальные и озерные нижне-
 среднеплейстоценовые (J.lg.a.ll ok — II d); 8 - окская морена (glo4); 9—крас-
но-бурых глин (edNt — Qi); 10 — аллювиальные плиоценовые (aW2); 11— псстро-
цветных глин (Nj). Формации: 12 — терригенная серопветпая палеоген-неогеновая»
(₽—Ah); 13 — мергельно-меловая позднего мела (Кг); 14 — оползни; 15 — границы,
между формациями и комплексами
мощность пестроцветных глии уменьшается до 1—3 м, а местами они
полностью отсутствуют.
Глины вязкие пластичные, иногда песчаные, зеленого, желтого,
малинового цвета с подчиненными прослоями и линзами тонко- и мелко-
зернистых песков.
В глинах содержится 35—50% глинистой и 20—35% песчаной фрак-
ций. Глинистые минералы в нижней части толщи представлены каоли-
нитом, в верхней части присутствуют также нонтронит и монтморилло-
нит. Физические свойства глин приведены в табл. 95. Среднее значение
угла внутреннего трения глип (консолидированный сдвиг) 24е, сцепле-
«ие 1,2-10® Па.
Таблица 95
Средние значения основных показателей физических свойств пестроцветных
и красно-бурых глин
Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влажность, %
нижний предел	число плас* тнчностн	влажной породы	скелета грунта		
Пестроцветпые глины
24(253)	| 30(253)	|	2,01(151)	| 1,60 (204) |	0,72(248)	|	24,5(255)
Красно-бурые глины
23(324)	| 27 (324)	|	1,96(184)	| 1,63(246) |	0,69(315)	|	22,8(324)
Примечание. В скобках дано количество определений.
Аллювиальные плиоценовые отложения широко раз-
литы в центральной и восточной частях региона и на левобережье Днеп-
ра, где они слагают три террасы: нижнеплиоценовую иванковскую,
/Среднеплиоценовую новохарьковскую и верхнеплиоцеиовую бурлукскую.
Мощность аллювия верхней самой древней террасы 4—35 м (обычно
15—20 м), средней — 8—46 м и нижней — 7—32 м (чаще 10—15 м).
В строении аллювия каждой террасы выделяются две толщи: нижняя —
русловая, представленная мелко- и среднезернистым и кварцевыми пес-
ками с прослоями и линзами глин, а также крупнозернистыми песками
•с гравием (базальный горизонт); верхняя — пойменная, сложенная
глинами. Пески горизонтально- и косослоистые, нередко уплотненные,
местами переходящие в рыхлый песчаник. В их составе содержится до
6,5% пылеватой и до 6,4% глинистой фракций. Пойменные глины двух
верхних свит плотные, твердой и полутвердой консистенции, к основа-
нию несколько опесчаненные, содержат маломощные прослои песков; в
разрезе нижней (самой молодой) свиты встречаются исключительно пес-
чаные разности глин. В среднем они содержат 19,5% песчаных, 48,4%
пылеватых и 32,1% глинистых частиц. Верхний и нижний пределы и чис-
ло пластичности глин составляют соответственно 60,0; 29,4 и 30,6%; объ-
емная масса породы и ее скелета 1,86 и 1,44 г/см3; коэффициент порис-
тости 0,86; естественная влажность 29,2%. Водообнльность песков не-
значительная. Воды пресные, лишь в бассейне Сев. Донца минерализа-
ция возрастает до 2,0 г/л, по составу пестрые.
Красно-бурые глины позднеплиоценово-раннеплейстоценово-
•го возраста пользуются южнее Полесья почти повсеместным распрост-
ранением, за исключением четвертичных террас. Входящие в состав тол-
354
щи глины, реже суглинки, супеси и иногда пески элювиально-делюви-
ального происхождения. Залегают они на пестрых глинах, плиоценовых
аллювиальных и более древних отложениях, с которыми часто связаны
постепенным переходом, а перекрыты лессами или ледниковыми и
водно-ледниковыми образованиями днепровского возраста. В глинах
встречаются карбонатные конкреции размером до 15 см и железисто-
марганцевые «бобовипы», а на юге территории — большое количество
гипса в виде друз и отдельных кристаллов. Глины отличаются сложным
минеральных составом, представленным различными ассоциациями
каолинита, монтмориллонита, галлуазита и гидрослюд. Основные пока-
затели физических свойств глин приведены в табл. 95. Среднее з 1ачение
угла внутреннего трения глии 29°; сцепление 0,6-105—1,81-105 Па (кон-
солидированный сдвиг). Породы комплекса практически водоупорны,
обводнены только песчаные линзы.
Нерасчлененные водно-ледннковые. аллювиаль-
ные и озерные отложения окско-днепровского возрас-
т а встречаются в пределах Полесья почти повсеместно на глубине от
8 до 80 м (чаще 30—50 м), мощность нх колеблется от нескольких мет-
ров до 50 м. Залегают они па размытой поверхности дочетвертичных по-
род, реже на окской морене, а перекрываются чаше всего днепровской
мореной. К югу отложения замещаются нижними горизонтами лессов,
местами с ними переслаиваясь (Ромаданова, 1964). В составе отложе-
ний преобладают пески часто с гравием, галькой и валунами, с подчи-
ненными прослоями супесей, суглинков и глин (в том числе ленточных),
содержащих местами линзы торфа. Пески содержат в среднем 4,1% пы-
леватых и 2,1% глинистых частиц. Для них характерны: объемная мас-
са 1,73 г/см3; объемная масса скелета 1,54 г/см3; коэффициент пористо-
сти 0,65; естественная влажность 7,5%; угол естественного откоса в су-
хом состоянии 34°, под водой 31°. Глинистые породы представлены в ос-
новном слоистыми средними и легкими полутвердыми суглинками и пла-
стичными супесями. Для суглинков характерно высокое содержание пы-
леватых частиц (66,2—78,7%) и довольно низкое — глинистых (11,7—
15,1%); песчаной фракции содержится 9,6—18,7%. В минеральном со-
ставе глинистой фракции преобладают монтмориллонит и гидрослюды.
Преобладающие значения объемной массы суглинков 1,95—1,86 г/см3,
объемной массы скелета 1,45—1,53 г/см3; коэффициента пористости
0,52—0,56; естественной влажности 13,9—21,1%; угла внутреннего тре-
ния 28—29°; сцепления 0,07-Ю5—0.55-105 Па (консолидированный
сдвиг), компрессионного модуля общей деформации 72-105 Па. Породы
комплекса обводнены по прослоям песков. Воды с напором от 1,5 до
50 м. Водообильность песков неравномерная.
Днепровская морена пользуется почти повсеместным рас-
пространением северо-западнее линии Днепропетровск—Полтава—Су-
мы, отсутствуя только на участках развития верхнеплейстоценовых и го-
лоценовых террас. Мощность ее изменяется от 1 - 3 до 90 м (г. Мозырь),
обычно 10—20 м.
В толще морены можно выделить два горизонта, нередко разделен-
ных песчаными отложениями. Нижний представлен твердыми, полутвер-
дыми и тугопластичными супесями, суглинками и глинами желто- и
красно-бурого цвета, содержащими включения гравия, гальки и валу-
нов, а также карманы, линзы и прослойки песков. Мощность горизонта
от нескольких метров до 30 м. Верхний, более песчаный горизонт пред-
ставлен конечно-моренными разностями или абляционной мореной.
Мощность его колеблется от 1—2 до 60 м (Мозырская гряда). Физи-
ческие и механические свойства морены приведены в табл. 96, 97. Эти
355
Таблица 96
Основные показатели физических свойств днепровской и московской морен
Разновидность морены н пункт опро- бования	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естествен- ная влаж- ность, %
	нижний предел	число плас» тнчностн	влажной породы	скелета грунта		
Суглинистая Мозырь •Супесчаная Мозырь •Супесчаная Брест Песчаная Брест	12’8 (СП	Днег 10,7 , л 2.0 <1Э°> 51“ геп	ровекзя море 2,20 о.оо <1Э0> 2.1» <6П	на 0,07	’ M7 (fin	0,39 мГ<|3°> ЛЕ.М11	12,9 л у-9<130) 11,2 м'61) 10,5 Го'19» 5,6
	1,4 (01)	1,4 (С1) 5,5 0,64 (19>	0,06 1,64	0,06	) -^-О9» 1,56	0,04 (6,) 0,41 , 0.07 <19> 0,71	
Московская морена
Суглинистая Солигорск Супесчаная Солигорск	10,6 о.« "9) 4,7 , 0.00 <144>	о.п (19> о^ <144>	•	1,94 »:» <,44)	0,44 гг"9> 0,38 , 0,07 "44>	'3,6,, v м“9» 10,2 , , т'144»
Примечание. См. табл. 17.						
Таблица 97 Основные показатели механических свойств днепровской и московской морен			
Разновидность морены н пункт опробования	Угол внутреннего трения, градус	Сцепление, 10» Па	Модуль общей де- формации в интерва- ле давлений (2—4) 10* Па, 10» Па
Суглинистая, Мозырь		Днепровская морена -^-(34)	0,47 , 0.14 (34>	170 (4)
Супесчаная, Мозырь		“2" (22)	0,38 _ 0.11 <=“>	310 , —*>
Московская морена		0,24 ,, 0,07 <16»	120
•Супесчаная, Солигорск		5* в| 1		
Примечание. См. табл. 17.			
данные позволяют считать днепровскую морену надежным основанием
для гражданских и промышленных сооружений любого класса.
Моренным «супесям и суглинкам присуща слабая водопроницае-
мость. Песчаные разности и линзы песков спорадически и слабо
обводнены. Воды по составу гидрокарбоиатные кальциевые, пресные.
Перасчлененные водно-ледниковые, озерные и аллювиальные отло-
жения днепровско-московского возраста широко развиты на севере ре-
356
гиона в Полесье, где они слагают междуречья с поверхности и до глуби-
ны 10—15 м, реже до 35 м. Они подстилаются днепровской мореной.
К югу отложения перекрываются и замещаются среднечетвертичиыми
горизонтами лессов, а на крайнем севере — московской мореной. Отло-
жения представлены средне- и мелкозернистыми песками, иногда с гра-
вием, галькой и валунами кристаллических пород; в песках встречаются
подчиненные прослои тонкослоистых пластичных супесей и легких су-
глинков. Крупность песков уменьшается в южном направлении и вверх
по разрезу. Одновременно повышается их глинистость. Анализ интег-
ральных кривых позволяет сделать вывод о значительном однообразии
их гранулометрического состава. Пески хорошо отсортированы, коэф-
фициент сортировки в среднем 2,43 (35 анализов). Изменение показате-
лей физико-механических свойств песков в зависимости от их грануло-
метрического состава, плотности и степени влажности приведено в
табл. 98. Угол внутреннего трения песков 20—35°; коэффициент филь-
Таблица 98
Основные показателя физических свойств водно-ледниковых, озерных
и аллювиальных песков днепровско-московского возраста
Разновидности песков	Объемная масса, г/см’		Коэффи- циент порис- тости	Естествен- ная влаж- ность, %	Угол естественного откоса, градус	
	влажной породи	скелета грунта			в сухом состоя ИНН	под водой
Маловлажные пески
ЧЗреднезерн истые плотные	1,84 <мй(|72)	1,76 0—s"721	0,5 Г— (172) 0,04	’	ТТ<|72>	33 — (21)	28 — (21)
•Среднезернистые средней плотности	1 >72 ,л о^<2,8)	1,65 о~J2I8>	0,61 о^(218>		32 — (16)	а| 1
Мелкозернистые средней плотности	1,68	1,60 о^(76)	0,66 6^<76>	5,4 тг(76)	-3~(12)	S' 1
Пылеватые плотные	Ь£(70) 0,07' '	1,77 ,	°. 60 0,05 *	6,8 тг(70)	-^-(23)	-^-(21)
		Влажные пески				
Пылеватые плотные	2,04 5J6<60>		0,45 577 (и>	10,7		й| 1
Примечание. См. табл. 17.						
трации 2—13 м/сут. Физико-механические свойства суглинков и супесей
близки к свойствам аналогичных пород окско-днепровского возраста.
Водообильность песков неодинакова по площади их распространения,
достигая максимума на левобережье Припяти, где пески имеют более
грубый состав и большую мощность. Воды гидрокарбонатные кальцие-
вые, реже гидрокарбонатно-сульфатные с минерализацией до 1 г/л.
Московская мореиа распространена на небольшом участке
вдоль северной границы региона, где она встречается почти повсеместно,
отсутствуя только в долинах некоторых крупных рек. Мощность ее из-
меняется от 20—30 м в пределах краевых образований до 1—2 м на от-
дельных междуречьях. Представлена она красно- и желто-бурыми супе-
сями и суглинками твердой, полутвердой и тугопластичной консистен-
357
ции, для которых характерно наличие прослоев грубосортированного ма-
териала. Основные показатели физических и механических свойств мо-
рены приведены в табл. 96, 97. Анализ этих данных показывает, что
свойства московской и днепровской морен близки между собой, хотя
днепровская морена в целом более уплотнена и имеет более высокие
прочностные и деформационные характеристики.
Водно -ледниковые, озерные и аллювиальные отло-
жения московско-калининского возраста распространены
в Полесье и разделяются иа две толщи. К первой относятся сравнитель-
но маломощные (обычно 1—5, редко до 10—15 м) флювиогляциальные
пески времени отступания московского ледника, залегающие на его мо-
рене. По своим свойствам они близки к аналогичным образованиям
днепровско-московского возраста, с которыми они часто (за границей
московского оледенения) образуют единый горизонт. Ко второму типу
относятся отложения древних ложбин стока, широко развитые в центре
и на востоке Припятской и на севере Днепровско-Донецкой впадин.
Верхняя часть этих отложений представлена песками, нижняя — супес-
чано-суглинистая, часто с прослоями погребенного юрфа. Пески отли-
чаются неоднородностью состава. Коэффициент сортировки в среднем
4,19 (62 образца). Преобладает мелкозернистая фракция (32—45%),
Физические свойства мелкозернистых песков характеризуются следую-
щими средними показателями (56 определений): объемная масса влаж-
ной породы 1,83 г/см3; объемная масса скелета 1,74 г/см3; коэффициент
пористости 0,52; естественная влажность 4,94%; угол естественного от-
коса в сухом состоянии 34°, под водой 28°. По данным испытания штам-
пом площадью 600 см2 модуль деформации песков 140-Ю6—880-10® Па.
Супеси и суглинки часто содержат гумус и растительные остатки
4—15%. Для них характерны высокая естественная влажность 25—66%,
низкие значения объемной массы 1,35—1,57 г/см3 н объемной массы ске-
лета 0,65—0,97 г/см3, текуче- и мягкопластичная консистенция. Угол
внутреннего трения изменяется от 10 до 26°; сцепление 0,37-105—0,38Х
ХЮ5 Па; модуль деформации (по штампам площадью 600 см2) —
2-105—4-105Па.
Лессовые породы плейстоценового возраста широко развиты
в пределах региона, за исключением Полесья, где они имеют островное
распространение и незначительную мощность 1—5 м, а также пойм и
первых надпойменных террас. Мощность отложений на Полтавской рав-
нине и на плиоценовых террасах левобережья Днепра достигает 40—
55 м. Разрез лессовой толщи здесь усложняется за счет большого коли-
чества разновозрастных горизонтов. В пределах ледниковой и прилед-
ииковой зон лессы представлены преимущественно легкими и средними
суглинками, реже супесями, а во внеледниковой зоне, кроме перечис-
ленных разностей, значительное развитие получили тяжелые суглинки
и глины. Породообразующими минералами лессовых отложений явля-
ются кварц (до 97—98% легкой фракции), полевые шпаты и карбонаты.
Лессовая толща обычно разделяется на четыре горизонта, которые наи-
более подробно изучены на Полтавской равнине. Представление о мик-
роагрегатном составе лессовых пород в разных частях региона можно
получить из табл. 99, 100.
В составе тонкодисперсной фракции лессовых пород преобладают
гидрослюдисто-монтмориллонитовые ассоциации, реже — каолинит. Из
новообразований в них встречаются карбонатные конкреции, местами в
нижних горизонтах — мелкие друзы и рассеянные кристаллы гипса. Ос-
новные характеристики физических свойств лессовых пород приведены
в табл. 101.
358
Таблица 99
Гранулометрический состав лессовых пород
(средние значения), %
Размеры фракций, мм	Правобережье Днепра		Левобережье Днепра				
	Киевское плато		11 н Ш террасы		IV терраса		плато
	супеси	суглинки	супеси	суглинки	супеси	суглинки	суглинки
2,0-0,10	17,9	7,7	7,4	6,7	10,2	2,9	7,3
0,1—0,05	19,0	9,4	23,6	16,4	16,2	8,7	9,0
-0,05—0,01	51,2	54,6	41,8	48,1	67,6	58,6	57,1
•0,01—0,005	4,3	10,5	20,9	11,2	5,8	10,9	9,5
<0,005	7,6	17,8	6,3	17,6	10,2	18,8	17,1
Таблица 100
Гранулометрический состав лессовых пород южной части Полтавской первичюй
аккумулятивной равнины
Горизонты лессовой толщи н их возраст	Размеры фракций о мм, %		
	более 0,05	0,05—0,002	менее 0.002
Верхнеплейсгоцеиовый	2,2—40,3	66,1—89,1	
лессоподобные суглинки I горизонта				6,5—32,8
	16,9	68,7	14,4
лессоподобные суглинки I ископаемой почвы .	0,6—19,8	71,1—90,9	5,9—19,0
•Среднеплейстоценовый	8,7	78,8	12,6
лесс П горизонта		2,8—45,0	69,7—94,5	2,2—22,9
	14,5	74,8	10,7
лессоподобные суглинки 11 горизонта ....	0,6—31,0	56,6—92,8	4,0—35,8
	11,8	56,6	21,6
лессоподобные суглинки II ископаемой почвы .	1,2—26,3	64,5—80,8	9,60—31,5
	7,4	70,2	22,4
лесс Ш горизонта		4,5—23,6	62,2—85,5	7,9—28,6
	10,5	75,6	13,9
лессоподобные суглинки 1U горизонта ....	0,2—31,8	55,6—93,5	4,3—38,0
Нижнеплейстоценовый	10,5	68,4	21,1
лессоподобиые суглинки IV горизонта ....	0,2—20,3	59,0—93,5	6,8—36,2
	6,1	68,4	25,5
лессоподобные суглинки 			0,4—36,3	45,3—82,8	9,4-38,1
	5,7	66,2	28,1
Примечание. В числителе даны крайние значения, в знаменателе—средние.
Сопротивление лессовых пород сдвигу при естественной влажности
характеризуется средним углом внутреннего треиия 24—28° и сцепле-
нием 0,03‘Ю5—0,17* 105 Па. Для левобережья Сев. Доица эти величины
соответственно 20—23° и 0,35-Ю5—0,44-105 Па.
359
Таблица ЮГ
Основные показатели физических свойств лессовых пород
Породы	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффнцне|гг пористости.	Естестисппая влажность, %
	нижний предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета грунта		
		Правобережье Днепра				
Супеси Суглинки	11,0—22,0	3,0—7,0	1.4—1,87	1,15—1,76	0,51—1,08	16.0—24.0
	18,6 (122) 10—24,0	5,0 (122) 7,1—18	1,62 (72) 1,38—2,05	147 (72) 1.29—1,7	0,77 (75) 0,58—1,44	17,7 (57) 4,5—24,0
	16,5(101)	9,8(101)	1,61 (49)	1,48(49)	0,79 (106)	12,5 (77)
		Левобережье Днепра II и III террасы				
Супеси Суглинки	14,0—21,0	2,0—7.0	1,32—1,97	1,25—1,75	0,66—1,13	3,0—23,2
	20,8 (38) 12,0—22,0	6,3 (38) 7,1—18,6	1,56(33) 1,38—2,10	142 (22) 1,27—1,94	0,82 (26) 0,43—1,09	9,4(33» 3,1—23, Г
	17,7 (266)	10,7 (266) i	1,65 (216)	1,45(209)	0,89(168)	12,3(17)
			IVfreppaca			
Супеси f Суглинки	15,8—21,8	3,60—7,00	1,40—1,87	1,25—1,70	0,61—0,96	2,9—18,3
	17,7 (33) 12,7—28,0	5,1 (33) 7,5—17.1	1,61 (33) 1,35—2,0	1,51 (27) 1,21 — 1,69	0,74 (29) 0,64—1,36	17,8 (27) 6,8—31
	18,1 (20)	12,5 (67)	1,59(33)	1,37(30)	0,9 (34)	15,7 (30)
			Плато			
Суглинки	12,0—25,3	7,1—16,0	1,37—1,91	1,38-1,71	0,61—1.14	9,20—30,0
	18,6 (64)	11,5(64)	1,69(63)	1,44(60) |	0,87(58)	17,1(59)
Примечание. В числителе даны крайние значения, в знаменателе—средние в
в скобках — количество определений.
В Полесье просадка лессовых пород от собственного веса или пол-
ностью отсутствует, или не превышает 5 см. К югу н юго-востоку от По-
лесья условная величина просадки по расчетным данным составляет:
7 см — на II надпойменной террасе Дпепра в ледниковой зоне и II—1Ц
надпойменных террасах во виеледниковой зоне; 10—15 см на Приднеп-
ровской возвышенности (исключая Каневский район, где она возраста-
ет до 60 см), на III надпойменной террасе ледниковой зоны, на IV и бо-
лее древних террасах Днепра виеледниковой зоны и на первичной акку-
мулятивной равнине (плато) левобережья Сев. Донца; немногим более
15 см — па IV и более древних террасах и первичной аккумулятивной
равнине левобережья Днепра в ледниковой зоне и в пределах Полтав-
ской равнины (во виеледниковой зоне); более 30 см — в районах горо-
дов Лубеп и Яготипа. Значения коэффициента относительной проездом-
ности лессовых пород различного возраста для южной части Полтав-
ской равнины приведены в табл. 102.
Лессовые породы спорадически обводнены. Грунтовые воды обычно
приурочены к опесчаненным горизонтам н залегают на глубипс от не-
скольких метров до 10—25 м и характеризуются пестрым химическим
360
Таблица 102
Коэффициент относительной просадочности лессовых пород южной части
Полтавской равнины
Давле- ние, 10* Па	Верхний плейстоцен			Средний плейстоцен			
	лессоподоб- ные суглинки I горизонта	лессоподоб- ные суглинки 1 ископаемой почвы	лесс 11 го- ризонта	лессоподоб- ные суглин- ки II гори- зонта	лессоподоб* ные суглинки ископаемой почвы	лесс Ш го- ризонта	лессопо- добныс суглинки П1 юризонта
0,5	0,033	0,015	0,035	0,017	0,20	0,024	0,010
	0,007 (33)	0,004 (15)	0,008 (35)	0,002 (43)	0,004 (16)	0,008 (13)	0,002 (54)
1,0	0,054	0,026	0,027	0,022	0,022	0,038	0,016
	0,011 (53)	0,007(21)	0,019 (58)	0,005 (64)	0,007 (21)	0,017 (28)	0,005 (69)
2,0	0,087	0,037	0,122	0,039	0,034	0,057	0,026
	0,02 (33)	0,015(21)	0,036 (58)	0,008 (64)	0,011 (21)	0,025 (21)	0,007 (69)
3,0	0,115	0,045	0,044	0,43	0,043	0,070	0,037
	0,026 (69)	0,018(23)	0,042(70)	0,011 (67)	0,014(21)	0,029 (21)	0,010 (69)
4,0	0,130	0,056	0,145	0,051	0,043	0,080	0,045
	0,029 (43)	0,025 (20)	0,055 (48)	0,016 (57)	0,015 (19)	0,037 (18)	0,013 (66)
Примечание. В числителе даны максимальные значения, в знаменателе—сред-
ние и в скобках — количество определений.
составом с минерализацией от 0,3 до 5,0 г/л. Воды неагрессивные, за
исключением юго-восточной части региона, где они обладают сульфат-
ной агрессивностью по отношению к бетону.
Аллювиальные отложения плейстоцена и голоцена
широко развиты в пределах региона, особенно на левобережье Днепра
и в бассейне Припяти. На Днепре они слагают голоценовую пойму вы-
сотой 4—5 м, шириной до 10—12 км и четыре надпойменные террасы:
1 позднеплейстоценовую высотой 10—15 м, шириной 3—12 км; II и III
средиеплейстоценовыс высотой и шириной соответственно 20—30 и 40 м,
6,5—9,5 и 25—33 км; IV раннеплейстоценовую. Мощность голоценового,
поздне-, средне- и раннсплейстоценового аллювия соответственно 20—
38, 30—58, 30—43 и 40—55 м (в последних двух случаях — совместно
с нижнеплейстоценовыми водно-ледниковыми отложениями, подстилаю-
щими аллювий и неотделимыми от него). Широкие долины с комплек-
сом террас имеют многие реки региона — Сев. Донец (до 28 км), Са-
мара (до 25 км), Десна (20—25 км) и др.
В составе аллювия можно выделить три фации: русловую, пред-
ставленную преимущественно мелко- и среднезернистыми песками, со-
держащими гальку, гравий и небольшие валуны, обычно приуроченные
к базальному горизонту; пойменную, состоящую главным образом из
суглинков, тонкозернистых песков и глин, и старичную, чаще всего вы-
деляемую в составе голоценового аллювия и представленную иловаты-
ми суглинками и глинами с линзами торфа. Данные о гранулометриче-
ском составе пород различного возраста и средние значения основных
показателей их физико-механических свойств приведены в табл. 103.
Коэффициент относительной просадочности аллювиальных супесей, су-
глинков и глин, как правило, не превышает 0,001, что характеризует их
как непросадочные, и только отдельные образцы проявили слабопроса-
361
Таблица 103
Граиулометрический состав  основные показатели физико-механических свойств аллювиальных отложений
Голоценовый
Верхнеилейстоценовый
Средвеплейстоие-
новый
Ннжнеплей-1
стоценовый !
фации
Показатели	пойменная				русловая	пойменная		русловая	пойменная	русловая	русловая Ч
	супесь	суглинок	глина	ИЛ	лесок	супесь	суглинок	песок	супесь	песок	песок
Размер фракций (мм), % 2-0,05	69,2	43,7	28,9	36,3	84,6	68,9	57,7	83,27	70,4	88,9	89,5
0,05—0,005	26,1	34,9	42,6	39,3	13,7	25,8	6,4	12,83	24,4	8,7	8,2
<0,005	4,7	21,4	28,5	24,4	1,7	5,3	1,4	3,9	5,2	2,4	2,3
Нижний предел пластичности, %	17,2	17	22,4	42	—	12	14		13	—-	—
Число пластичности, %	4,7	10	22,8	32	—	5	9	—	5	—	—
Объемная масса, г/см*	1,85	1,79	1,84	0,95	1,79	1,87	1,70	1,75	1,87	1,76	1,66
Объемная масса скелета, г /см3	1,64	1,53	1,36	1,51	1,62	1,68	1,57	1,65	1,69	1,57	1,59
Коэффициент пористости	0,66	0,89	0,87	—’	0,58	—-	—	0,61	0,61	0,61	0,57
Естественная влажность, %	14,44	22,55	28,82	59,22	12,39	11,0	13,2	9,61	10,3	10,27	5,33
Угол естественног ооткоса, градус в сухом состоянии	—	—	—		35		—	34	—	34	34
под водой	—	—	—-	—	30	—	—	30	—	31	31
Угол внутреннего треиия, градус	22	23	14	21	25-32	—	—	—	20	—	
Сцепление, Ы0*Па	0,15	0,28	0,35	0,26	—	—	—	—	0,19	—	
дочные свойства (коэффициент просадочности до 0,01). Аллювий балок
сложен преимущественно песчано-суглинистыми породами. Его мощ-
ность обычно не превышает нескольких метров, а вещественный состав
определяется литологией местных коренных пород.
Водообильность комплекса сравнительно невысокая. Она возраста-
ет лишь на участках, где воды аллювиальных песков гидравлически свя-
заны с нижележащими горизонтами палеогена. По химическому составу
воды главным образом гидрокарбонатные кальциевые с минерализаци-
ей 0,15—0,0 г/л.
Гидрогеологические условия
Гидрогеологические условия региона определяются характером и
условиями залегания грунтовых вод зоны активного водообмена, огра-
ниченной отложениями келловейского яруса поздней юры. Водовмещаю-
щие породи голоценового, плейстоценового и палеоген-неогенового воз-
раста большей частью образуют водоносные горизонты, сравнительно
небольшой мощности и неравномерной водообильности, часто гидравли-
чески связаны между собой. Ледниковые и эолово-делювнальные лес-
совые образования обводнены спорадически по песчаным прослоям.
Глубина залегания грунтовых вод во многом зависит от физико-геогра-
фических факторов: в лесной зоне они залегают на глубине до 15 м, в
лесостепной и степной зоне глубже — до 20 м и более. В Полесье, где
речные долины слабо врезаны н не обеспечивают достаточную дреннро-
ваиность широких водораздельных пространств, наблюдается высокое
залегание зеркала грунтовых вод, способствующее интенсивному забола-
чиванию. Режим грунтовых вод характеризуется значительными сезон-
ными колебаниями уровня, обусловленными неравномерным распреде-
лением атмосферных осадков и испарения как по сезонам, так н в тече-
ние всего года. Годовая амплитуда колебаний уровня грунтовых вод в
долинах рек 0,4—3,5 м, иа водораздельных пространствах 0,5—1,5 м,
реже 2,0 м. Подземным водам свойственна вертикальная гидрохимичес-
кая зональность, связанная с закономерным повышением минерализа-
ции с глубиной и сменой гидрокарбонатных кальциевых вод четвертич-
ных и неогеновых отложений гндрокарбонатно-хлоридными и хлоридно-
гидрокарбонатнымн водами в более древних породах и с последующим
переходом в хлоридные воды. Эта закономерность нарушается
вблизи соляных куполов. Здесь выщелачивание соленосных отложений
приводит к повышению минерализации даже на небольших глубинах.
Современные геологические процессы
В пределах региона развит разнообразный комплекс геологических
процессов: оползневых, карстовых, эрозионных. Явления заболачивания
и просадочности охарактеризованы выше при инженерно-геологическом
описании пород. Оползневые процессы связаны с юрскими гли-
нами и глинисто-мергелистыми отложениями киевского и харьковского
ярусов палеогена. По интенсивности проявления оползней можно выде-
лить четыре района: Киевский, Каневский, Полтавский и Северско-До-
нецкий. В Киевском районе оползни в основном сосредоточены на право-
бережье Днепра. Здесь на участке протяженностью около 150 км насчи-
тывается более 100 оползней фронтального типа мощностью от 5 до
363
28 м при ширине оползневых зон до 350 м. .Они деформируют пестро-
цветные глины киевского яруса. В местах, где оползни захватывают гли-
нистые породы киевского и харьковского ярусов, они имеют двухъярус-
ное строение и генетически представляют собой сложный тип оползней
выдавливания — оползней-потоков. В Полтавском районе оползни ши-
роко развиты на коренных склонах долин Сулы, Псела, Ворсклы и дру-
гих рек и выражены полуцирками с отвесными стенками срыва, а иног-
да структурно-оползневыми террасами. Такого же типа оползни встре-
чаются и в Северско-Донецком районе, хотя наибольшее развитие здесь
имеют двухъярусные оползни-потоки е четко выраженными полуцир-
ками площадью 0,15 км2 и более. В районе Каневских дислокаций заре-
гистрировано до 80 оползней, объем которых достигает 10—15 млн. м3.
Карст распространен в северо-восточной части Черниговского По-
лесья и на левобережье Сев. Донца в породах мергельно-меловой фор-
мации, а также в осевой части впадины, где он связан с девонскими га-
логенными породами, образующими соляные купола. В Полесье наблю-
даются поверхностные коррозионно-провальные формы (воронки, озер-
ные котловины, единичные колодцы) и глубинные карстопроявления*
(трещинные полости с восходящим и нисходящим стоком). На левобе-
режье Сев. Донца на многих участках отмечается трещинно-каверноз-
ное поглощение поверхностного стока. В районах распространения со-
ляных куполов встречены единичные воронки, некоторые из них обвод-
нены.
Наличие легкоразмываемых лессовых пород обусловливает интен-
сивное проявление оврагообразовапия, поверхностного смыва, боковой
эрозии рек. Эти процессы наиболее развиты иа Киевском плато, в Ка-
невском районе, в междуречье Удай—Ворскла, на северо-западных от-
рогах Среднерусской возвышенности.
ГЛАВА 18
ПРЕДКАРПАТСКИИ РЕГИОН
Регион охватывает три крупные возвышенности: Предка’рпатскую,
Волыно-Подольскую и Бессарабскую. Первая ограничивает регион с за-
пада и представляет собой предгорную наклонную равнину, значительно
приподнятую и расчлененную долинами рек. Па западе (до р. Стрыи)
господствует плоский и пологоувалистый эрозионный рельеф, на вос-
токе — крупногрядовый и холмисто-грядовый структурно-эрозионный.
Преобладают абсолютные высоты 300—400 м на западе и 350—650 м
на востоке, относительные превышения — соответственно 60—70 м и
100—200 м.
Волы ио-Подольская возвышенность занимает северную и централь-
ную части региона и состоит из двух частей: Волынской возвышенности'
и Подольского плато. Поверхность Волынской возвышенности полого-
волнистая с абсолютными высотами 250—340 м. На севере она пологим
уступом высотой 20—40 м переходит в низменную равнину Волынского-
Полесья. На юге возвышенности располагается широкое долинообраз-
ное понижение (Малое Полесье), над которым возвышается скалистый
уступ высотой 100—150 м северного края Подольского плато с макси-
мальной абсолютной отметкой 471 м (гора Камула). К югу и юго-вос-
току плоская поверхность плато постепенно снижается до 250—300 м.
364
На западе (Ополье, Росточье) и юге (Приднестровье) оно глубоко рас-
членено каньонообразными долинами Днестра и его левобережных при-
токов. Центральную часть плато пересекает гряда скалистых холмов —
Толтры или Медоборы — барьерный риф миоценового моря. Их относи-
тельная высота 40—60 м, местами до 100—120 м.
Бессарабская возвышенность расположена на юге региона. Ес за-
падная часть (правобережье Днестра и Молдавская возвышенность от-
личается наибольшей приподнятостью (до 430 м), глубиной (до 200—
240 м) и густотой расчленения. На востоке (левобережье Днестра, Балт-
ская возвышенность) абсолютные высоты и глубина расчленения мень-
ше: 150—300) и 70—150 м.
Климат региона умеренно континентальный со среднегодовым ко-
личеством осадков от 600—700 мм на севере и северо-западе (Волын-
ская и Предкарпатская возвышенности) до 500 мм на юго-востоке (Бес-
сарабская возвышенность). Максимум осадков наблюдается в июне—
июле. Среднегодовая температура воздуха 6 -8°, максимальная средне-
месячная температура отмечается в июле (19,2°), минимальная — в ян-
варе (—7,7°). Многочисленные реки региона относятся к бассейнам Чер-
ного моря (Припять, Ю. Буг, Днестр и Прут) и Балтийского моря;
(Буг и притоки Сана). Питание рек бассейнов Днестра и Прута осу-
ществляется за счет вод половодья, зимних оттепелей и летних ливне-
вых осадков в Карпатах, чем вызвана повторяемость паводков в тече-
ние всего года. Максимальные расходы приходятся на весну и лето, а>
на других реках — преимущественно па весну.
Регион расположен в лесной и лесостепной зонах. В лесной зоне
развиты широколиственно-сосновые леса, в Предкарпатье — широко-
лиственные леса, заболоченные луга и болота, в лесостепной зоне пре-
обладают сельскохозяйственные земли, среди которых встречаются от-
дельные массивы широколиственных лесов. На междуречьях развиты!
малогумусные обыкновенные, выщелоченные и оподзоленные чернозе-
мы, а в речных долинах — дерново-луговые почвы.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Регион охватывает область погружения фундамента и осадочного
чехла платформы между Украинским кристаллическим массивом и
Карпатской горно-складчатой страной, испытывающую инверсионное
поднятие с конца миоцена. К западу от Украинского кристаллического
массива располагается Волыно-Подольская плита, которая по мере по-
гружения фундамента переходит в Львовский прогиб. На юго-западе к
массиву примыкает Молдавско-Украинская плита. По границе со склад-
чатой системой Карпат протягивается наложенная неогеновая впади-
на — Предкарпатский краевой прогиб.
Байкальский структурный этаж образован породами эффузивно-
терригенной формации рифея, выходящими па поверхность в
долинах Днестра и Горыни (рис. 60). Они представлены песчаниками,
гравелитами, аргиллитами, алевролитами, плотными глинами, иногда
встречаются эффузивы (базальты, диабазы, трахидолериты и их ту-
фы). Последние обычно приурочены к разломам субмерндионального и
северо-западного простирания, которые ограничивают Украинский кри-
сталлический массив.
365
Физико-механические свойства пород изучены в долине Днестра
(табл. 104) при изысканиях под гидротехническое строительство (Ваг-
нер, 1973). Песчаники и гравелиты обладают высокой прочностью, ма-
лой деформируемостью и являются надежным основанием для различ-
ных сооружений. Для алевролитов и аргиллитов характерна тонкосло-
истая, тонкочешуйчатая текстура, обусловливающая резко выраженную
анизотропию свойств. Вблизи поверхности породы интенсивно выветрс-
лые, что существенно снижает их прочность.
10 ЕЗи


b3 I I |м
Рис. 60. Схематический геологический разрез Предкарпатского региона.
Генетические типы: 1 — лессовые нижне-верхиеплейстоненовые (LI—III); 2 — вод-
но-ледниковые средиеплейстоцеповые (f, lg lid); 3 — аллювиальные плиоцен-чет-
вертичные (a,Nt—Q). Формации: 4 — карбопатпо-терригенпая пеогепа (N); 5 —
молассовая неогена (N); 6—терригенная сероцветпая палеогена (Р); 7 — мер-
гельно-меловая поздпего мела (Дг); 8 — карбонатпо-терригеипая мела (К): 9—
терригепно-карбонатные юры (J); 10 — угленосная раннего—среднего карбона
11—пестроцветная раннего девона (£>»); 12—терригенно-карбонатпая
ордовнка-силура (О—S); 13 — терригенные рифея и раннего кембрия (R—Qi);
14 — линия разлома
Наиболее водообильны песчаники, содержащие напорные воды.
Статические уровни устанавливаются неглубоко от дневной поверхности.
"Скважины, заложенные в долинах рек, самоизливаются. Воды гидрокар-
бонатные кальциевые с минерализацией до 1 г/л.
В строении каледонского структурного этажа участвуют породы тер-
ригенной формации кембрия, терригенно-карбонатной формации ордо-
вика-силура и терригенно-пестроцветпой формации раннего девона.
Терригенная формация кембрия, сформировавшаяся в мел-
ководном морском бассейне, представлена фосфоритоносными глинами,
аргиллитами, алевролитами и песчаниками. По физико-механическим
свойствам они имеют много общего с образованиями рифейского воз-
раста. В составе терригенно-карбонатной формации ордо-
вика-силура преобладают известняки, доломиты, мергели, глинистые и
песчанистые сланцы, реже встречаются песчаники. В составе терри-
генной пестроцветной формации раннего девоиа, образо-
вавшейся в условиях континентально-лагунного режима, — песчаники,
аргиллиты, алевролиты и сланцы с прослоями мергелей, доломитов и
загипсованных глин. Свойства этих пород приведены ниже.
366
Известняки	Песчаники
Плотность, г/см3 ....	2,63- 2,65	2,52-2,78
	—	2,66—2,68
Объемная масса, г/см3 .	2,6—2,7	2,2—2,6
				
	0,80—1,90	0,02—16,50
Пористость, %				
Временное сопротивление сжатию, 10* Па	697—2074	327—2060
в сухом состоянии .	1000—1300	835—1000
в водонасыщенном	100—1050	306—1180
состоянии		—	600—700
после 15-кратного	567—1311	200—60
замораживания . . .	900	—
Примечание. В числителе крайние, в знаменателе — преобладающие'
значения.
Таблица 104
Основные показатели физико-механических свойств пород эффузивно-терригенной
формации рифея в Приднестровье
Показатели физико- механических свойств	Песчаники и гравелиты		« Аргиллиты	Алевролиты	Глины
	невыветрелые	выветрелые			
Плотность, г/см3	2,65 ТоГ(”>	-н>>	—	• -	2,83 — (39> 0,07' г
Объемная масса, г/см3				2,40 0.32 (16>	1,93 — (46) о.ю' 7
Пористость, %		20,8 2.» <">		19,3	44,3 Т-2(да>
Естественная влажность, %	-о7£-(22>	—	3,66 “ГТ<15> 1,э7	-^-(19) 0,70 ' ’	
Угол внутреннего трения, градус	29 0,5	—		23	£ (24>
Сцепление, 1-10® Па	А*1(3) 0,04 ' 1	—		0,25 мГ<">	
Временное сопротивление сжатию, 1-10® Па параллельно слоистос- ти		231 55‘W>	364 -77(23) оо	389 -ПГ<18’	—
перпендикулярно ело- нстостн		195 1Г<54)		335 —<15>	—
Динамический модуль уп- ругости, Ю-Ю’Па		—	-^5)	128	—
Примечание. См. табл. 17.
367
Отложения двух последних формаций обнажаются по долинам
-Днестра и его левобережных притоков в пределах Волыно-Подольской
плиты.
Отложеиня всех трех формаций характеризуются высокой водо-
обильиостью, в особенности трещиноватые и кавернозные известняки.
Состав вод гидрокарбонатный, кальциево-магииевый, минерализация
0,5—0,8 г/л.
Герцинскнй структурный этаж сложен породами карбонатной фор-
мации среднего—позднего девона — раннего карбона и отложениями уг-
леносной формации раннего—среднего карбона.
Среди осадков карбонатной формации преобладают доло-
миты и известняки с редкими прослоями сланцев, песчаников и глин.
Угленосная формация сложена чередующимися в разрезе
песчаниками, алевролитами, аргиллитами и известняками с пластами
углей. Породы обеих формаций обнажаются на ограниченных участках
в северо-западной части Волыпо-Подольской плиты и в инженерно-гео-
логическом отношении изучены слабо.
В строении киммерийско-альпийского структурного этажа принима-
ют участие разнообразные по генезису и составу породы юрского, мело-
вого и неогенового возраста.
Терригени о - карбонатная формация юры выходит на
поверхность на небольших участках по восточной периферии Львовско-
го прогиба. Отложения карбонатно-терригенной формации,
альб-сепомана распространены повсеместно. Среди них преобладают
песчаники с прослоями песков, реже встречаются глины и мергели.
Мергельно-меловая формация позднего мела сложена
мер! елями, писчим мелом, разнообразными известняками с редкими про-
слоями известковистых песчаников и песков. Наиболее полный разрез
и максимальная мощность отложений наблюдаются во Львовском про-
гибе.
В составе писчего мела и мелоподобных мергелей преобладает кар-
бопат кальция (соответственно 70—90 и 50—70%). Остальная масса
вещества представлена в основном глинистыми частицами с преоблада-
нием в них монтмориллонита. Мело-мергельные породы характеризуют-
ся плотностью от 2,62 до 2,74 г/см3; объемной массой 1,22—2,20 г/см3;
пористостью 33,7—54,5%; водопоглощением 20—35% (преобладающие
величины). Временное сопротивление сжатию в среднем 17-105—
28-105 Па, в отдельных образцах достигает 60-105—100-105 Па; угол
внутреннего трения 20—32°, сцепление 4,4-10’—5,6-105 Па. Значения
плотности и объемной массы, а также временного сопротивления сжа-
тию у мергелей ниже, чем у писчего мела. Мелоподобиые известняки
обладают более высокой прочностью. Они характеризуются плотностью
2,69—2,71 (среднее 2,70) г/см3; объемной массой 1,90—2,34 (среднее
2,11) г/см3; водопоглощением 4,24—11,40% (среднее 7,66%), временным
сопротивлением сжатию 235-105—574-105 Па (среднее 347» 105 Па).
Наибольшей трещиноватостью и обводненностью отличаются поро-
ды верхней части разреза (до 80—100 м); нижняя слаботрещиноватая
зона практически безводна. Водообильность пород неравномерна. Она
возрастает на участках интенсивного развития эрозионной сети и тек-
тонических нарушений н резко снижается на водоразделах. Воды в ос-
новном солоноватые, хлоридные натриевые; опреснение вод отмечается
в области активного водообмена (Приднестровье).
Терригенная серо цветная формация палеогена поль-
зуется незначительным распространением. Подробная ее характеристика
дана в гл. 9 и 17.
368
Континентально-морские отложеиня молассовой формации
мноцена выполняют Предкарпатский краевой прогиб. Они представлены
глинами с редкими прослоями и пачками песков, песчаников, конгломе-
ратов, аргиллитов, алевролитов, а также каменной соли, гипсов и ан-
гидритов. Глины слагают 80—90% разреза и характеризуются плотно-
стью от 2,05 до 2,83 г/см3; объемной массой 1,90—2,14 г/см3; пористо-
стью 27—44%. Верхний предел пластичности глин 29,2—67,8%, ниж-
ний — 16,4—38,0%; число пластичности до 39; угол внутреннего трения
14—17°; сцепление 0,35-105—0,45-Ю5 Па. Водообильность пород форма-
ции слабая. Воды солоноватые, слабощелочные, минерализация до 5 г/л.
Осадки карбонатно-терригенной формации миоцена и
раннего плиоцена широко распространены иа территории региона, за-
легая под континентальными плиоценовыми и четвертичными отложе-
ниями. Породы, слагающие формацию, можно разделить на три комп-
лекса. Комплекс рифовых образований представлен извест-
няками, состоящими из остатков водорослей, мшанок и кораллов. Для
них характерна интенсивная тектоническая и постседиментационная
трещиноватость и кавернозная текстура. Пустоты обычно заполнены
сгустковым и мелкокристаллическим кальцитом. Комплекс органоген-
ных пород состоит из мелко- и грубозернистых горизонтально-слоистых
известняков с прослоями и линзами мелко-, крупнодетритовых, крупно-
раковинных и оолитовых известняков и внутриформационных конгломе-
ратов. Известняки иногда перекристаллизованы и окварцованы. Значи-
тельная изменчивость физико-механических свойств известняков обус-
ловлена в основном постседиментационными процессами: выветривани-
ем, растворением, кальцитизацией, окремнением. В результате вывет-
ривания и растворения прочностные свойства известняков снижаются в
5—10 раз. При выветривании верхние горизонты известняков превра-
щаются в известковистую муку, которая при увлажнении образует оп-
лывины и оползни. Рифовые известняки вследствие высокой кальцитн-
зации обладают более высоким временным сопротивлением сжатию и
более устойчивы к выветриванию (табл. 105). Комплекс континен-
тально-морских песчано-глииистых отложений нео-
гена представлен переслаиванием глин, алевролитов и песков. Глины
монтмориллонит-гидрослюдистые, тонкослоистые, вязкие, тугопластич-
ные, с прослоями и примазками алевритистого песка, иногда сильно оже-
лезнены по плоскостям слоистости. Угол внутреннего трения 23—29°,
сцепление от ЫО5 до 1,67«10s Па. Прослои песка снижают величину
сцепления в 2—4 раза. Тонкая слоистость, присутствие водоносных про-
слоев алеврита и песка способствуют развитию оползневых деформаций
в глинах и осложняют их использование в качестве оснований. Основ-
ные показатели физических свойств глин приведены в табл. 106.
Пески тонко- и мелкозернистые, пылеватые, тонкослоистые. Для
них характерны следующие показатели: содержание песчаных частиц
37- 44%, пылеватых 20—30%, глинистых 16—22%; естественная влаж-
ность 24—27% (при глубоком залегании водоносных горизонтов сни-
жается до 1,7%); объемная масса 1,88—1,93 г/см3; коэффициент филь-
трации 0,3—0,5 м/сут (данные 88 определений в районе Львова и Ка-
гуле). Присутствие тонкодисперсных частиц при высокой естественной
влажности снижает прочность песков и способствует проявлению плы-
вунных свойств.
К терригенно-карбонатпой формации приурочен комплекс гидравли-
чески связанных водоносных горизонтов, местами разобщенных, измен-
чивых по площади и мощности. Наиболее водообильны известняки, со-
держащие напорные воды. Воды преимущественно гидрокарбоиатно-
369
Таблица 105
Основные показатели физико-механических' свойств известняков
карбонатно-терригенной формации
Пункт опро- бования	Плотность, г/см»	Объемная масса, г/см»	Пористость. %	Водопогло. щеше, %	Временное сопротивление сжагию, 10» Па	
					н сухом состоянии	в недонасыщен- ном состоянии
Рифовые известняки
Верхний тортон — средний сармат
Молдавия Белявинцы Лупга	2,68 0,58 <">	2.07 0,25 2.46 0,90 (68>	—	2,06 0,62 (66)	145 w(32> 275 р(68)	120 	(26) 110 ' 7 231 71 <“>
Белявинцы	2,75 0,05 <19)	Органог пи 2,35 0,18 (1Ю>	енные извест жили сармат 15,0 4.0 (15>	ияки 2,55 1,30 <щ>	270 -я-’190’	•^-(100>
Унгры	—	2.01 „ „ 0,30 <19>	—	7,20 5.00 <19>	103 й<19>	
Флорешты	2,75 0,02 <‘4)	~—(7) 0,14 1 '	18,9	„ 4,0 (10>	3.70 „ 0,80 <		—
Дубоссары	—	ср	едкий сармат	И,50 ~37в<г<|00>	тЬ84’	33 ЧГ(73>
Тирасполь	Лт“<58)	1 (100)	41,8 —7- (62)	,5;30 (24)	37 — (100)	4чзв)
нижний" тортон
(перекристаллизованные)
Волыпо-Но- I 2,65—2,79*1 2,10—2,68 I 4,7—20,3 I 1,40—8,70 1208—10401
долия	I
(неперек ристаллизованные)
2,63—2,76 I 1,80—2,38 I 13,2—40,0 I 1,50—16,701 35—296
* Приводятся минимальные и максимальные значения.
кальциевые, пресные. Па участках развития загипсованных пород тор-
тоиа встречаются сульфатно-кальцневые воды с минерализацией более-
3,0 г/л.
Верхнеальпийский структурный этаж сложен осадками плейстоце-
на и голоцена. Существенное влияние на формирование четвертичного-
покрова оказали окское и днепровское материковые оледенения. Лед-
370
Таблица 103
Основные показатели физических свойств глин карбонатно-терригенной формации
на территории Молдавии
Пункт оп- робования	Показатели п^отмчиости, %		Объемная масса, г/см’		Коэффициент пористости	Естественная влажность, %
	НИЖНИЙ предел	числи плас- тичности	илажний породи	скелета		
	21,0	26,6	1,85	1,56	6.74 ,П14	17.9 , „
Дондюч|апы	1,9 (10°>	3,7	- (21) 0,09 v 7	-^-(21)	0,09 ( >	-гт-сл) 4,4
	18,6	21,3	1,92	1.64 „ .	°.66	17.3
Стободзся	ппг<23>	3.3 <й>	0J2	0,09 (22>	0,09 <	3 в <23) 0,0
	19,5	23,7	1,79 ,	1,52		0.81 1ЛЛ	19,5
Исакове»	2,8 ™	S.2 <23>	0,18 <И)	Кт?122»	0,14 (22>	2,0 (22>
	20,1	23,9	2,02	1.70	0.67 , ,	18,7
Комрат	«<">	-тг(П) 0,0	0,03 <“>	0.10 (,1)	0,10	4,2 <
	25,2	18,9	1,95	1.59	0.73 _	23,5
Лсово	5,1 ('2)	7,1 <12>	—		(12) 0,04 1 ’	0.09 “2»	—"2)	5.2 (12>
Примечание. См. табл. 17.
никовая область охватывает северо-запад Волыно-Подольской и Пред-
.карпатской возвышенностей, а также равнину Волынского Полесья.
Здесь развиты в основном моренные и водно-ледниковые отложения. Во
виеледниковой области наиболее широко распространены лессовые и ‘
аллювиальные образования. Моренные отложения сохранились в
виде отдельных пятен на междуречьях. Они представлены основной и
конечной моренами. Мощность отложений обычно 2—4 м, на отдельных
участках моренных гряд достигает 10—25 м. Основная морена сложена
супесями и суглинками с примесью разнозернистого песка и включе-
ниями галечно-валунного материала, а также песчанистыми глинами
плотного сложения и разнозернистыми песками с галькой и валунами.
В составе конечной морены преобладают разнозернистые и гравелистые
пески с валунами и галькой (до 40—50%) фенио-скандинавских и мест-
ных пород. Размер валунов 15—20 см, иногда до 50 см и больше. Часто
конечная морена сложена только разнозернистыми кварцевыми песка-
ми с редкими включениями гальки и валунов. Моренные пески характе-
ризуются следующими показателями: плотность 2,67 г/смэ; объемная
масса 1,75 г/см3 в уплотненном и 1,45 г/см3 в рыхлом состояниях; коэф-
фициент пористости соответственно 0,53 и 0,84; угол естественного от-
коса в сухом состоянии 34% и под водой 32% (средние величины). Мо-
рена обводнена спорадически по песчаным прослоям.
Водно-л ед пиковые отложения распространены значи-
тельно шире, чем моренные. Они слагают равнины Волыпского Полесья
и Малого Полесья, выполняют долины стока талых ледниковых вод. Это
преимущественно мелко-, реже средпезерпистые пески, часто пылеватые,
горизонтально-, иногда косослоистые, с редкими включениями гравия,
гальки и единичными валунами. На некоторых участках они содержат
прослои суглинков и супесей, особенно в верхней части разреза. Мощ-
жость отложений на междуречных пространствах 1—8 м, в долинах 5—
30 м. Коэффициент фильтрации рыхлых песков изменяется от 7 до
30 м/сут, уплотненных — от 6 до 20 м/сут; угол естественного откоса
371
песков в сухом состоянии 29—33°, в водонасыщенном 24—28*; угол внут-
реннего трения в среднем 30°.
Аллювиальные отложения наиболее полно представлены
в долинах рек внеледниковой области — Днестра, Прута, Ю. Буга.
Они слагают плиоценовые и четвертичные надпойменные террасы. Ши-
рокие плиоценовые террасы развиты в верхней, части склонов речных
долин и постепенно переходят в поверхность междуречных пространств.
В составе аллювия преобладают русловые фации — разнозернистыс пес-
ки с гравием и мелкой галькой. Мощность плиоценового аллювия 5—
12 м, в Предкарпатье до 15—20 м.
Плейстоценовые террасы более узкие прослеживаются не повсемест-
но. Только в Предкарпатье распространены сравнительно широко. Плей-
стоценовый аллювий крупнее плиоценового, он представлен галечника-
ми с гравием и разнозернистыми песками. Отложения пойменных фа-
ций в связи с последующим размывом встречаются спорадически. Де-
тальное изучение разновозрастных аллювиальных отложений Днестра>
позволило установить зависимость средней крупности руслового аллю-
вия от изменений палеогеографической обстановки в различные эпохи
плейстоцена. Так, медианный диаметр частиц среднеплейстоценовых
осадков уменьшается вниз по долине в среднем течении реки (до г. Ду-
боссар) от 8,4 мм до 5 мм, а верхнеплейстоценовых — от 23 мм до 9 мм.
Меньшая крупность среднеплейстоценового руслового аллювия объяс-
няется поступлением в реку большого количества песчаного и пылева-
того материала с талыми водами днепровского ледника, который дости-
гал границ бассейна Днестра (Афремов, Платов, 197G). Мощность ал-
лювия плейстоценовых террас на Подольской и Бессарабской возвышен-
ии остях обычно не превышает 5—8 м, иногда достигая 15 м. В Предкар-
патье мощности больше — 10—25 м, а среднеплейстоценового аллювия
до 30—35 м.
Голоценовые аллювиальные отложения более разнообразны по со-
ставу. В Предкарпатье наряду с галечниками и песками встречаются
супеси, суглинки, глины, болотные железные руды, гиттия и торф. На
Подольской и Бессарабской возвышенностях преобладает гравийно-га-
лечный материал, а в северной Подолии — пески с прослоями супесей,
суглинков и глин, с линзами гравия и гальки. Мощность аллювия в
Предкарпатье 8—10 м, иа севере Подолии до 20 м и более, иа осталь-
ной территории 4—10 м.
В ледниковой области долины менее глубокие, количество террас
ограничено двумя-тремя (средне-позднеплейстоценового возраста).Наи-
более распространены верхнеплейстоценовые террасы. В строении тер-
рас и поймы принимают участие не только аллювиальные, по и озерно-
аллювиальные песчано-глинистые отложения, встречается также погре-
бенный аллювий. Общая мощность осадков достигает 20—30 м, иногда
более. В речных долинах и на водноледниковых равнинах встречаются
озерно-болотные и илисто-торфяные образования и торфяники. В Во-
лынском, Малом Полесье и на северо-западе Предкарпатья торфяные
залежи занимают соответственно 9,6, 2,1 и 1,2% общей площади. Мощ-
ность торфа колеблется от 1,5 до 11 м.
Аллювиальные отложения обводнены неравномерно. Наибольшей
водообильностью характеризуются отложения пойм и пизких террас.
Воды гидрокарбонатно-кальциевые с минерализацией до 0,3 г/л.
Лессовые породы наиболее широко распространены во вне-
ледниковой области, образуя плащеобразный покров. Он отсутствует
лишь в поймах рек, на крутых склонах долин и на междуречьях в мес-
тах выхода скальных пород (гряда Толтр и др.). Лессовые породы ноли-
372
геиетичные. В бассейне Днестра и Прута (Предкарпатье, часть Волыно-
Подольской и Бессарабской возвышенностей) преобладают лессовые
породы элювиального и элювиально-делювиального происхождения, на
остальной территории — эолово-делювиальные. Встречаются также ал-
лювиально-делювиальные лессовые породы, слагающие покровную тол-
щу надпойменных террас, делювиальные — па склонах речных долин и
балок и водно-ледниковые — на поверхности водно-ледниковых равнин
и ложбин стока талых ледниковых вод. Состав и свойства пород изме-
няются в зависимости от их происхождения. Элювиальные и элювиаль-
но-делювиальные лессовые образования представляют собой продукты
лессовой коры выветривания, формировавшейся с конца плиоцена —
начала четвертичного периода на породах молассовой миоценовой и
карбоиатно-терригенной мпоцен-плиоценовой формаций. Они распрост-
ранены на междуречных пространствах и по сравнению с другими лес-
совыми породами отличаются тяжелым механическим составом и пре-
обладанием в глинистой фракции монтмориллонита. Среди них наибо-
лее часто встречаются суглинки средние, тяжелые и глины. С подсти-
лающими породами они связаны постепенными переходами, прибли-
жаясь к ним по окраске, плотности, химическому и минералогическому
составу. Суглинки, залегающие на скальных породах, обычно содержат
щебень и дресву, количество которых возрастает вниз по разрезу. Пре-
обладающая мощность отложений в Подолии 5—10 м, за исключением
наиболее расчлененных участков, где она уменьшается до 1—G м
(Ополье, Росточьс, Голгоры, Кремеиецкая возвышенность). На Пред-
карпатской и Молдавской возвышенностях, отличающихся дробным эро-
зионным расчленением, средняя мощность лессовидных суглинков и глии
в большинстве случаев не превышает 6 м. Уменьшение мощности по-
кровных образований наблюдается и в тех случаях, когда они залегают
на скальных породах, в особенности растворимых и содержащих наи-
меньшее количество глинистых примесей (известняки, гипсы). На вер-
шинах Толтр суглинки замещаются щебнем и дресвой известняка мощ-
ностью до 3 м. Гранулометрический состав эолово-делювиальных лес-
сов изменяется по мере удаления от области оледенения от супесей и
опесчаиеиных суглинков на Волынской возвышенности до тяжелых су-
глинков иа юго-востоке региона. Мощность отложений увеличивается в
том же направлении от нескольких метров до 10—20 м. В минерало-
гическом составе глинистой фракции преобладает гидрослюда, а на юго-
востоке — гидрослюда и монтмориллонит. Встречаются один-два погре-
бенных почвенных горизонта, наиболее распространенных в южной и
юго-восточной частях территории. Они представлены средними и тяже-
лыми суглинками и глинами коричневого, красно-бурого и бурого цве-
та. В основании обычно залегает слой, обогащенный вторичными кар-
бонатами (до 50—70%) — иллювиальный горизонт.
На речных террасах покровные лессовидные суглинки опесчапенные
(песчанистость увеличивается вниз по разрезу), слоистые, с прослоями
и линзами мелкого и пылеватого песка, с редкими включениями и лин-
зами гравия и гальки. Часть лессовидных суглинков, возможно, является
продуктом элювиальной переработки отложений пойменной фации ал-
лювия. Однако увеличение мощности суглинков к тыловому шву террас
указывает иа влияние делювиальных процессов в их образовании. В свя-
зи с постепенным переходом делювиальных суглинков в аллювиальные,
близким характером слоистости и литологического состава точное их
разделение во многих случаях затруднено. Мощность суглинков па высо-
ких террасах, расположенных почти иа одном уровне с прилегающими
водораздельными пространствами, обычно меньше (3—6 м, реже до
373
10 м), чем на внутридолинных (8—15 м, реже до 20 м), что, по-видимо-
му, является следствием смыва суглинков с высоких террас на низкие.
Наибольшая мощность лессовидных суглинков на террасах Днестра и
Прута (до 20—35 м) наблюдается в пределах IIредкарпатья и Бесса-
рабской возвышенности. Делювиальные лессовидные суглинки слагают
также периферийную часть шлейфов у подножия склонов. Они облада-
ют слоистостью параллельной склону, содержат прослои и линзы пес-
ка, включения обломочного материала. Мощность отложений до 10—
20 м. Минерало! нческий состав глинистой фракции аллювиально-делю-
виальных и делювиальных лессовых пород смешанный монтмориллонит-
гилрослюдистый
Физические свойства лессовых пород разного происхождения в боль-
шинстве случаев неодинаковы. Наименьшей объемной массой и наи-
большей пористостью обладают породы делювиального и эолово-делю-
виального происхождения, затем следуют аллювиально-делювиальные,
водно-ледниковые, элювиалыю-лелювиальпыс и, наконец, элювиальные,
имеющие самую высокую объемную массу и наиболее низкую порис-
тость (табл. 107).
По степени просадочности лессовые породы относятся преимущест-
венно к первому типу (по СНиП), поскольку просадки под собственным
весом обычно не превышают 5 см. Наиболее предрасположены к про-
садочным деформациям эолово-делювиальные лессовые породы, у ко-
торых средняя величина коэффициента относительной просадочности
при бытовой нагрузке достигает 0,02—0,03 (Северная Подолия). В ал-
лювиально-делювиальных лессовых породах в Молдавии просадочные
свойства начинают проявляться в большинстве случаев при нагрузке
1 -106 Па. Величина условной просадки при нагрузке 3-10° Па достига-
ет 30—60 см. Элювиальные и элювиально-делювиальные лессовые по-
роды обнаруживают просадочные свойства в основном при нагрузке
2-105 Па, а величина условной просадки при нагрузке З Ю5 Па не пре-
вышает 10- 30 см. Ископаемые почвы по сравнению с вмещающими
лессовыми породами более глинистые, плотные, обладают повышенной
естественной влажностью и меныпей проса дойностью, коэффициент от-
носительной просадочности при нагрузке 2-106—3-106 Па нс превышает
0,02—0,03. Показатели сжимаемости и сопротивления сдвигу лессовых
пород различных генетических типов различаются незначительно. Зна-
чения коэффициента сжимаемости колеблются в пределах от 0,06-I0-s
до 0,08-10—5 11а-1. Коэффициент внутреннего трепня составляет0,4-0,5;
сцепление 0,4- 10s—0,6- 10s Па. Лессовые породы обводнены спорадиче-
ски и характеризуются слабой водообильностью. Состав вод пестрый,
преобладают гидрокарбонатно-сульфатные и гидрокарбонатно-натрие-
вые, воды с минерализацией до 1 г/л. Изредка обладают сульфатной аг-
рессивностью по отношению к портландцементу и пуццолановому це-
менту. Присутствие грунтовых вод оказывает существенное влияние на
физические свойства лессовых пород. При неглубоком залегании грун-
товых вод (менее 5 м) лессовые породы практически не просадоч-
ные.
Своеобразным генетическим комплексом четвертичных отложений,
характерным для Молдавии и частично для Предкарпатья, являются
оползневые накопления мощностью 30—50 м. Они представле-
ны песчано-глинистыми породами твердой, полутвердой и пластичной
консистенции с нарушенным залеганием и деформированной текстурой
и структурой. Сравнительная характеристика физико-механических
свойств оползневых накоплений и среднесарматских глин, из которых
они образовались, приведены в табл. 108.
374
Таблица 107
Основные показатели физических свойств лессовых пород различного происхождения
Генетический тип	Число пластич- ности	Объемная масса, г/см3		Пористость '9	Естествен- ная влаж- ность, %	Коэффициент относительной просадочности
		влажной породы	скелета			
Северо-запад Волыно-Подолии (по А. Б. Богуцкому, 1967)*
Делювиальный	2,26—12,41	1,44—1,90	1,27—1,68	37,88—54,00	8,15—18,43	0,001—0,104
	6,67(50)	1,72 ( 22)	1,51 (22)	44,34 (22)	14,07 (22)	0,020
Эолово-дслюви-	2,7—19,4	1,43—2,09	1,25—1,80	33,3 52,7	4,9-26,6	0,0-0,119
альный	5,8(286)	1,83(195)	1,57 (195)	42,01 (195)	16,09(212)	0,012
Аллювиально-де-	2,1—13,7	1,65—2,00	1,44—1,70	36,8- 47,44	9,52—20,59	0,0- 0,018
лювиальпый	7,0 (75)	1,83 (29)	1,58(29)	41,1 (29)	15,35(29)	0,006
Водно-леднико-	3,0—18,7	1,56—2,12	1,33—1,99	24,45—49,8	5,1-28,0	0,0—0,015
вый	6,8 (33)	1,93(33)	1,64 (33)	37,68 (33)	18,55 ( 33)	0,002
Предкарпатье (по Н. С. Демедюку, 1967)*
Делювиальный	4,0—12,6	1,63—1,861	1,52	40,0- 46,6	6,39—20,94	
	8,6	1,75		43,7	15,25	
Аллювиально-	2,3—16,2	1,76—2,11	1,62	33,1—50,1	9,81—29,97	
делювиальный	10,0	1,94		40,5	20,0	
Элювиально-де-	2,3—20,9	1,64—2,30	1,69	11,5—49,9	7,7—27,42	
лювиальпый	10,3	1,99		31,7	17,57	
Молдавия (по В. П. Покатилову)**
Аллювиально-де- лювиальный (г. Оргеев)	17,2	(20)			1,45	(20)	46,6	(20)	16,7	(20)	0,011 о~Х(8>
	2,8				0,10		П,4		1,6		
Элювиально-де- лювиальный	14,3 1,6	(37)	1,69 1,16	(37)	1,47 0,13	(37)	46,0 13,8	(37)	15,7 3,4	(37)	0,002v '
Элювиальный	21,1	/о\	1,78	(Ю)	1,57		42,7		14,0	(30)	
	1,8	(9)	0,13		0,12	(Ю)	12,3	(9)	3,5		
Примечание. *В числителе приведены крайние значения, в знаменателе —
средние н количество определений (в скобках).
** См. табл. 17.
Оползневые накопления обводнены по линзам и гнездам песков и
алевритов и зонам повышенной трещиноватости в глинах. По составу
воды сульфатные магниево-кальциевые с минерализацией до 3—8 г/л,
обладают сульфатной, а в единичных случаях — углекислотной агрес-
сивностью по отношению к бетону.
Гидрогеологические условия
Наибольший интерес для целей строительства представляют плас-
товые и пластово-поровые безнапорные или слабонапорные воды четвер-
тичных и неогеновых отложений. Они залегают на различной глубине:
в Волыно-Подолии до 5 м, реже до 10 м, на Бессарабской возвышенно-
375
Таблица 108
Сравнительная характеристика основных показателей физико-механических свойств
глии оползневых накоплений и среднесарматских глии коренного склона
(МолдССР, пос. 'Быковец)
Показатели	Глины оползневых на- коплений (12 определе- ний)	Глипы коренного склона (7 определенна)
Показатели пластичности, % нижний предел	 число пластичности ........ Объемная масса, г/см3 влажной породы	 скелета 	 Коэффициент пористости	 Естественная влажность, %	 Угол внутреннего трения, градус .... Сцепление, 10s Па		19, J—-23,0(21,0) 20,4—32,0(27,7) 1,90—2,06(1,98) 1,52—1,84(1,67) 0,50—0,77(0,59) 12,29—25,91(19,07) .8—33(18) 0,.30—2,05(0,95)	16,5-22,1(19,2) 17,6—30,0(24,5) 2,08—2,13(2,10) 1,70—1,94(1,78) 0,33—0,57(0,50) 9,01—22,67(17,44) 11—29(19) 0,85—2,60(2,04)
Примечание. В скобках даны средние значения.
сти до 10 м в долинах рек и до 25 —60 м на водораздельных участках.
Режим грунтовых вод обусловлен различной степенью увлажнения тер-
ритории. В области обильного питания и незначительной дренированно-
сти (Предкарпатье и Волыно-Подолия, кроме Приднестровья) при глу-
бине залегания грунтовых вод до 10 м их уровни испытывают сезонные
колебания (от 0,4 до 5,5 м) с двумя подъемами — весной и осенью.
На Бессарабской возвышенности, где питание грунтовых вод умеренное
и недостаточное, а дренированпость территории значительная, наблю-
дается один плавный подъем уровней (0,3—4,2 м) в начале лета. При
залегании грунтовых вод глубже 15 м имеет место еще одно повышение
уровней во второй половине года..
Изменчивость химического состава грунтовых вод обусловлена кли-
матической зональностью. В зоне избыточного увлажнения распростра-
нены преимущественно гидро карбонатные кальциевые воды. К югу и
юго-востоку они сменяются гидрокарбонатно-сульфатными и сульфат-
ными, где приобретают агрессивность. Одновременно возрастает мине-
рализация от 1 до 3 г/л, а местами до 10—15 г/л. На болотных массивах
Волынского и Малого Полесья воды, как правило, гидрокарбонатно-
хлоридные кальциевые, местами обладающие агрессивностью общекис-
лотно-выщелачивающего тина.
Современные геологические процессы
Значительная расчлененность рельефа, широкое распространение
несчано-глннистых и карбонатных отложений, легко поддающихся ме-
ханическому воздействию атмосферных и грунтовых вод, предопреде-
ляет многообразный комплекс геологических процессов. Среди них ве-
дущее место по площади распространения и интенсивности развития за-
нимают оползневые и карстовые процессы.
Оползни наиболее широко распространены на Бессарабской воз-
вышенности. Оползневым деформациям подвержены песчано-глинистые
отложения балтской свиты, сармата, меотиса и понта, а также делюви-
альные суглинки; 80—90% современных оползней развиваются в пре-
376
делах древних оползневых цирков. Одним из районов сосредоточенного
развития оползней являются Центрально-Молдавская (Кодры) и Бай-
маклийская возвышенности, где пораженность многих склонов достига-
ет 100%. Линейные, циркообразные и сложные древнеоползневые фор-
мы, многочисленные эрозионно-оползневые цирки поражают склоны
преимущественно северной экспозиции (реки Бык, Кула, Чулук и др.).
Смещение пород в виде крупных блоков или течения происходит по по-
верхности сарматских глин. В Молдавии на Приднестровской возвышен-
ности пораженность склонов оползневыми деформациями увеличивается
к югу но мере возрастания мощности песчано-гл инистых пород неогена.
Южнее широты Флорешты— Резина значительное распространение име-
ют как древние оползни (их основная масса стабилизовалась), так и
современные линейные, циркообразные, сложные и эрозионно-оползне-
вые цирки различных размеров — от небольших сплывов до крупных
оползней. На севере развиты многочисленные мелкие оползни неглубо-
кого захвата. Па Припрутской сильно расчлененной равнине от пос. Л ип-
каны до с. Проскоряны оползни развиты спорадически на уступах I—VI
надпойменных террас р. Прута и на левых склонах долин ее притоков.
Древние оползни активизируются слабо, их поверхности сглажены и вы-
положены. Среди современных оползней развиты преимущественно
блоково-пластические висячие, реже потоки, оплывины. Южнее, до ши-
роты с. Готешты на уступах I—IV надпойменных террас р. Прута раз-
виты крупные древние оползни с очагами современных, фронтальные,
блоково-пластические с глубиной захвата до 50 м. Оползневые деформа-
ции активизируются в период выпадения атмосферных осадков. Так,
между селами Фрасинешты и Барбоепы в марте 1973 г. крупный опол-
зень вращения с выдавливанием нарушил гидрологический и судоходный
режим реки на участке длиной 850 м, вызвав подпор до 7 м.
Долина Днестра отличается крайне неравномерным развитием
оползневых процессов. Наиболее крупные оползни фронтального типа
сосредоточены в районе населенных пунктов Малаешты, Старые Дубо-
сары, Хаджимус и др. Крупные древние линейные и циркообразные
оползни развиты на склонах долин рек, впадающих в Днестр—Быка,
Ботны и их крупных притоков. Для долин субширотиого и северо-вос-
точного простирания, приуроченных к зонам тектонических нарушений
(нижнее течение рек Тогатин, Калантир и Ботна) характерна резко вы-
раженная правосторонняя асимметрия и древне-оползневой характер
правых склонов с развитием оползней блоково-пластичных, течения, по-
токов, оплывин.
В Предкарпатье и на Волыио-Подольской возвышенности оползне-
выми деформациями охвачены песчано-глинистые отложения миоцена
и мергельно-меловые породы позднемелового возраста. Оползни в ос-
новном сосредоточены на крутых склонах долин Днестра и Прута и
в морфологическом отношении весьма разнообразны: структурно-ополз-
невые террасы (северо-запад Подолни), полуцирки со ступенчатой
поверхностью, нередко запрокинутой в сторону коренного склона (северо-
запад и центральная часть Подолии, Черновицкий район), оползни-по-
токи (Черновицкий район), оплывины (запад и центральная часть По-
долии) и оползни выдавливания с небольшими полуцирками (юго-вос-
ток Подолии). Наиболее крупные оползни встречаются в полосе
Голгоро-Кременецкой возвышенности, где их длина местами достигает
200—250 м при ширине 30—40 м. В глубоковрезанных долинах лево-
бережных притоков Днестра плоскости скольжения приурочены к про-
слоям глин в толще карбонатно-терригенных пород миоцена. Оползне-
вые полуцнрки достигают 70—100 м при высоте стен оползневого сры-
377
ва до 3 м и мощности оползневого тела до 8 м. Здесь широко распро-
странены оплывины элювиально-делювиальных отложений.
Интенсивному развитию оползней весьма благоприятствуют геоло-
го-гидрогеологические условия, а также инженерная деятельность чело-
века. Так, подсечки, карьерные разработки на склоне и подрезка ос-
нования древнего оползневого склона при строительстве ряда объек-
тов резко снизили устойчивость склона и* привели к образованию в
1967—1970 1г. серии вторичных оползней, которые, разрастаясь ио пло-
щади, весной 1973 г. слились в один оползень размером 2000 x 500 м,
нанесший значительный ущерб народному хозяйству.
На территории региона широко развит карст, представленный
как открытыми, так и закрытыми формами. На Подольском плато кар-
стовые процессы охватывают толщу известняков, гипсов и ангидритов
тортона и сармата и обычно проявляются на поверхности в виде воро-
нок диаметром от 2 до 15 м, глубиной до 8 м и в виде блюдцеобразпых
понижений диаметром 100 -300 м при глубине 3—5 м. В Приднестровье
значительное развитие получил сульфатный карст. В гипсах здесь об-
наружены озерные котловины, карры, попоры, шахты, колодцы, тре-
щинно-кавернозные комплексы, а также большие пещеры. К мергельно-
меловым породам позднемелового возраста приурочен карст в районе
Волынской возвышенности и Волынского Полесья. Здесь его интенси-
фикации благоприятствуют избыточное увлажнение и замедленный по-
верхностный сток, а также сильная трещиноватость этой толши до глу-
бины 20—40 м. Наиболее распространены воронки глубиной в среднем
около 3 м и котловапы-озера, самое большое из которых — озеро Бе-
лое размером 3x3,5 км имеет глубину около 56 м. По глубинным тре-
щинным полостям наблюдается восходящая циркуляция подземных вод.
С толщами каменной соли, залегающей среди глин молассовой форма-
ции в Предкарпатье, связан галогенный карст, представленный единич-
ными воронками и карстово-суффозиопными просадками. Наличие кар-
стовых трещин вызывает насыщение солеными водами горных вырабо-
ток, расположенных на глубине 200 м и более (Калушский и Стебник-
ский районы).
На юге Молдавии широко распространен глинистый карст («псев-
докарст»), приуроченный к толще красно-бурых глин, содержащих
включения гипса до 30%. Выщелачивание гипса приводит к механиче-
скому разрушению глин и образованию воронок, блюдцеобразпых уг-
лублений, глубоких расщелин, ниш и др. В бассейне р. Чулука «пеевдо-
карст» проявляется в виде многочисленных блюдцеобразных углубле-
ний глубиной до 2—3 м. Заболоченные весной, они летом высыхают и
покрываются солью.
Юго-западная часть региона относится к области повышенной сей-
смичности. В Предкарпатье, Южной Подолии и Молдавии наблюда-
лись землетрясения силой до 6—7 баллов, а на юге Молдавии, в При-
прутье, они достигали 8 баллов. С высокобалльными землетрясениями
связано массовое возникновение и развитие оползней.
ГЛАВА 19
ПРЕДКАВКАЗЬЕ
Регион расположен на юге Русской платформы и занимает Пред-
кавказскую часть Скифской плиты, которая отделяет платформу от
альпийской складчатой системы Большого Кавказа. Рельеф региона от-
378
ражает сложность его геологического строения и существенно разли-
чен для Азово-Кубанской и Терско-Кумской низменностей и для Ергии-
ской и Ставропольской возвышенностей. Для первых типичен равнин-
ный рельеф слабо расчлененный эрозией. Абсолютные отметки поверх-
ности Азово-Кубанской низменности возрастают от нуля на западе ло
200 м иа востоке. Для Терско-Кумской низменности характерна обрат-
ная закономерность. Восточная часть ее лежит ниже уровня моря на
отметках минус 28 м, а западная постепенно поднимается до отметок
100—200 м. Ставропольская возвышенность характеризуется сложным
долинно-балочным расчленением, развитием глубоких депрессий (Ян-
кульская и Сенгилеевская котловины) и высоких останцовых возвы-
шенностей (Ставропольские, Бешпагирские и Прикалаусские высоты) с
относительным превышением до 200—250 м и абсолютными высотами
до 800 м. Рельеф Ергснипской возвышенности пологоволнистый с аб-
солютными отметками поверхности от 50 до 220 м, также отличающий-
ся значительным долинно-балочным расчленением.
Гидрографическая сеть региона принадлежит бассейнам Азовского
и Каспийского морей, густота речной сети наиболее высокая в пределах
Ставропольской возвышенности (до 0,4 км/км2) и наименьшая в рай-
онах Приазовья и Прикаспия (0,05 км/км2). Основные реки региона
(Егорлык, Калаус, Западный и Восточный Манычи и др.) по режиму
относятся к рекам с весенним половодьем и резким уменьшением рас-
ходов в летнее время. В некоторых реках (Егорлык, Калаус, Манычи)
водосток в летнее время поддерживается за счет воды, поступающей
по каналам из Терека и Кубани, протекающим по южной периферии
региона.
Для большей части региона характерен климат сухих степей. Сред-
негодовая температура воздуха 5—10°, несколько ниже в пределах
Ставропольской возвышенности. На равнинах Предкавказья в холодное
время года господствуют восточные и юго-восточные ветры, нередко по-
стигающие скорости 24—40 м/с. Наибольшее количество осадков (500—
700 мм) выпадает на Ставропольской возвышенности, в пределах Азо-
во-Кубанской и Терско-Кумской низменностей сокращается соответст-
венно до 400—500 н 250—350 мм Высота снежного покрова 10—20 см,
а глубина промерзания почв редко превышает 0,2—0,3 м. Регион рас-
положен в степной зоне и характеризуется широким развитием кашта-
новых почв с мощностью гумусового горизонта до 1,5 м в районах
центрального и западного Предкавказья. Прикаспийская часть региона
представляет полупустыню, в пределах которой мощность почвенного
покрова незначительна. Территория региона почти целиком распахана.
Лишь на Ставропольской возвышенности встречаются лесостепные уча-
стки с дубово-грабовыми лесами и луговыми степями.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Регион представляет собой молодую эпигерцннскую платформу,
имеющую двухъярусное строение. Нижний ярус — фундамент платфор
мы — сложен сильно дислоцированными и метаморфизованными поро-
дами среднего и верхнего палеозоя, местами прорванными интрузия-
ми. В строении верхнего яруса участвуют осадочные породы мезозоя и
кайнозоя. В пределах региона выделяется ряд крупных структур: Азо-
во-Кубанский и Терско-Кумский краевые прогибы, Ставропольское и
Ергенинское сводовые поднятия. В пределах последних кровля склад-
379
чатого фундамента приподнята и мощность осадочного чехла не пре-
вышает 1 км, в то время как во впадинах она достигает 2—4 км.
В строении осадочного чехла принимает участие мощная толща карбо-
натных и терригенных отложений, однако большая глубина залегания
исключает их из сферы хозяйственного освоения и позволяет начать
инженерно-геологическую характеристику осадков с глин майкопской
свиты.
Киммерийско-альпийский структурный этаж. Чрезвычайно широко
распространены в регионе майкопские глины, обнажающиеся на
склонах Ставропольского поднятия, на северном берегу Манычской до-
лины и в уступе хазарской террасы па восточном склоне Ергенинского
поднятия. Они достаточно хорошо изучены в инженерно-геологическом
отношении (Макеев, 1963). В невыветрелом состоянии это высокодис-
персные плотные и относительно прочные породы. Глинистая фракция
их представлена в основном гидрослюдами с примесью монтморилло-
нита и каолинита и органического вещества. Физико-механические свой-
ства глин приведены в табл. 109. Характерной чертой майкопских глин
является их легкая подверженность вывегриванию. В процессе вывет-
ривания глины приобретают большую гидратированность, разуплотня-
ются и резко снижают свою прочность. Способность к быстрому вывет-
риванию объясняется тем, что формирование их в морском бассейне
происходило в восстановительных условиях при наличии большого ко-
личества органического вещества и легкоокисляющихся аутигенных ми-
нералов (пирита и сидерита), неустойчивых в окислительной обстанов-
ке зоны гипергенеза. В верхней части разреза майкопских глии по сте-
пени выветрелости можно выделить две зопы. В верхней мощностью
2—4 м — майкопские глйпы в значительной степени утратили прису-
щие им облик и структурно-текстурные особенности, в их составе по-
является гипс, ярозит и другие новообразования. Глинистый элювий
этой зоны характеризуется низкими значениями показателей сопротив-
ления сдвигу и повышенной сжимаемостью. Элювий нижней зоны мощ-
ностью 2—6 м по внешним признакам сохраняет облик коренной поро-
ды, по и он характеризуется повышенной влажностью, меньшими плот-
ностью и прочностью.
Важной особенностью майкопских глин является также способ-
ность их к значительному набуханию при избыточном увлажнении и к
большой объемной усадке при высушивании. По данным 3. А. Макеева
(1963) относительное набухание певыветрелых образцов достигает 65—
74%. При этом процесс набухания продолжается долго, растягиваясь в
некоторых случаях на несколько месяцев. Набухание образцов элювия
достигает 45—55% и происходит значительно быстрее. Набухание при-
водит к разуплотнению пород и резкому снижению их прочности.
В. П. Вихарев и А. Г. Шлеан (1962) отмечали снижение сцепления до
6 раз у полностью набухших образцов. При высушивании майкопские
глины дают значительную усадку. Объемная усадка выветрелых глин,
отобранных на одном из участков Большого Ставропольского канала,
достигла 25—30%. Усадка сопровождается образованием крупных тре-
тий, что ускоряет выветривание глин в естественных и искусственных
обнажениях.
В области Ставропольского свода распространены глинисто-
мергелистые отложения чокракского и карагапского горизон-
тов. Первые представлены серыми глинами с пластами песчаников и
топкими слоями доломитизированных мергелей, вторые — темно-серы-
ми глинами с прослоями доломитизированных мергелей, песчаников и
алевролитов. Общая мощность отложений обоих горизонтов в цент-
380
Таблица 109
Основные пок&заТслн фнзико-МеХаиичсскйх свойств глин олИгоцеНового н миоценового возраста Предкавказья									
Возраст	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влажность, %	Сопротивление сдвигу		Временное соп- ротивление лри одноосном сжатии, 10* Па
	нижних пре* дел	число плас- тичности	влажной по- роды	скелета			угол внутрен- него трения, градус	сцепление» 101 Па	
Майкопские		28 _ —(1S4)	33 7~з(,54)	2,10 о-75(|7,)	невыветрелые 1,78	1 0,55 одв(|71) 1^"“’		J>)	21 —(77)	0,74 й77’	
	29 —(163)	32 ~"63)	э.тюзий, нижняя зона (первая генерация 2,04,	I 1,67	I 0,65 о-^(|38) |<ш,188) ода(,34)			-ТО79)	-у(73)	0-46,-оч 0,30 '	—
	30 —(*<*>	-у(П5)	элювий вер» —(122) 0,08	’	пяя зона (вторая генерация I Э'“>		) -^•(150)	1 -т<7”	—(74) о.ог ’	—
Чокрак-Караганские . .	-“(35) О	26 “Т(35> 1 ’		невыветрелы |^>	е	->>	1 т-<19>	0,41 57П'19»	
	29 —(24)	^(24)	о>>	выветрелые		30 —<«)		0,31	—
Нижнесарматские . . .	33 — («)	|>)	^((33) 0,09'	1	невыветрелы ' 1,48, 1 JS(I33)	е £П<96)	•у-(133)	20 1 — <18’	0.64 0,30(	1 —
	31 —(34)	28 "Г(34)	в %™	зоне выветривания 1,39	I 0,92 1 5л(,28) 1 о-о<68>		31 _ -т-(128) > о	| J7-(2l)	0,36 о-Тз(2,>	| Т-?'02»
Среднесарматские. . .	30 —<249>	-у (249)		невыветрелы	е 0,85 Й5(М2>	"Т-(223) 1	*	1	1 °»64 1 ^,50)	1 —
03 QO	31 —(Ю8)	29 —(Ю8)	в 1,78 ^(|С7>	зоне выветри 1.34 мт067’	вания 1,09 Й2<98)	-у(98)	-у(36)	0,31 оТо<36>	1 >8'
Примечание. См.	табл. 17.								
ральной части Ставропольского свода 100 130 м. Обнажаются они на
южном и восточном склонах Ставропольского поднятия. По физико-ме-
ханическим свойствам чокрак-караганскне глины занимают промежу-
точное положение между майкопскими и залегающими выше по разрезу
сарматскими глинами.
Отложения сарматского яруса выходят на поверхность
только в пределах Ставропольского поднятия. В Азово-Кубанской и
Терско-Кумской впадинах они перекрыты более молодыми осадочными
образованиями. Наибольшее развитие имеют нижне- и среднесармат-
ские отложения. Первые мощностью 70—110 м развиты повсеместно
и представлены темно-серыми глинами с прослоями мергелистых глин,
мергелей и известняков. Вверх по разрезу отмечается увеличение пес-
чанистости и количества прослоев мергелистых глин и мергелей. Вторые
в нижней части представлены относительно глубоководными отложе-
ниями — мергелями и карбонатными глинами, в верхней — осадками
мелкого моря - серыми глинами и слюдистыми песками. На Ставро-
полье в основании разреза залегают песчанистые глины мощностью
30 м, перекрытые пластом дстритусовых известняков-ракушечников
мощностью 2—3 м. Выше залегают пески мощностью 30—35 м, в ко-
торых встречаются тонкие прослои глии и песчаников. С поверхности
отложения перекрыты пластом известняка-ракушечника и известковис-
того песчаника мощностью 7 м.
Инженерно-геологическое изучение сарматских отложений проводи-
лось А. М. Монюшко (1974) и специалистами института Ссвкавгипро-
водхоз при проведении инженерных изысканий для обоснования проек-
тов крупнейших на Северном Кавказе Право-Егорлыкского и Большо-
го Ставропольского каналов.
Таблица ПО
Основные показатели физико-механических свойств
сарматских глин Ставропольского поднятия
Показателя
Центральная
часть (давние
А. М. Мошош-
ко>
Восточный
склон (данные
Севкавгниро-
водхоза)
Объемная масса, г /см*
влажной породи.................
скелета ...................
Коэффициент пористости.........
Естественная влажность, % . . .
Модуль общей деформации, 105 Па
1,84
1,36
1,0
36
29—137
1,99
1,67
0,69
24
97—228
По своим физическим и деформационно-прочностным характерис-
тикам нижне- и среднесарматские глины близки. В иевыветрслом со-
стоянии они отличаются значительной плотностью и высокими дефор-
мационно-прочностными характеристиками. Однако в связи с неодно-
родностью глин все показатели физико-механических свойств сармат-
ских глин изменяются в весьма широких пределах. На свойствах глин
сказываются также структурно-тектонические особенности территории.
Так, в центральной части Ставропольского поднятия плотность глин
ниже, а сжимаемость существенно выше, чем иа его восточном склоне
(табл. 110). В зоне выветривания плотность, а соответственно и проч-
ность глин заметно снижаются. Мощность зоны сильно выветрелых
глин 3—6 м.
382
Развитые в разрезе среднего сармата песчаники характеризуются
следующими показателями: объемная масса 2,40—2,60 г/см3, предел
прочности на сжатие в воздушно-сухом состоянии 340-105 360-105 Па,
в водопасыщеппом состоянии 200- 10s—245-105 Па (материалы Севкав-
гипроводхоза). Временное сопротивление раздавливанию дстритусовых
известняков.» «районе Ставрополя колеблется от 18-105 до 170-105 Па,
а извес'1няков холодно-родниковою пласта, лежащих в кровле разре-
за —-менее пористых и более прочных — от 400-105 до 700-10° Па.
Объемная масса известняков изменяется от 2,15 до 2,40 г/см3. Средие-
сарматскис пески дмеют следующие характеристики: объемная масса
в рыхлом состоянии 1,25—1,27 г/см3, в уплотненном — 1,15—1,58 г/см3,
угол естественного откоса .33—36°, под водой 24—26°, коэффициент
фильтрации 0,3—3,8 м/сут, в среднем 1,97 м/сут.
Верхнеальпийский .структурный этаж сложен плиоценовыми и чет-
вертичными отложениями.
Отложения ,с р е д н е - п оз д н его плиоцена (армавир-
ская свита) широко распространены по периферии Ставропольского
поднятия и представлены сложным чередованием слоев и линз желто-
бурых глин, глинистых песков, гравелистых и галечных прослоев.Мощ-
ность их непостоянна и изменяется от 3 4 м до нескольких десятков
метров. Приведенные в табл. 111 данные показывают, что армавирские
глины характеризуются значительной плотностью, мало сжимаемы и
обладают значительным сопротивлением сдвигу.
Большая часть образцов глин армавирской свиты в условиях из-
быточного увлажнения набухает. Величина набухания колеблется от 2
до 22% при среднем значении около 8%. Опссчаненные разности арма-
вирских глин по данным наливов в шурфы характеризуются коэффи-
циентом фильтрации 0,01—2,1 м/сут при среднем значении сго0,5м/еут.
На Ергснипской возвышенности широко развиты отложения
плиоцена (ергенинская свита), являющиеся осадками водных пото-
ков, стекавших с центральных районов Русской платформы к ее юго-
восточным окраинам. Отложения представлены косослоистыми мелко-
зернистыми песками с прослоями глин в кровле и слоями песчаников в
основании разреза. Мощность отложений 60—80 м. По данным Ю. И. Па-
нова, ергснинскис пески характеризуются следующими показателями:
Таблица 111
Остовные показатели физико-механических свойств континентальных глин
плиоценового возраста
Спита	Показатели пластично ста. %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влаж- ность, %	Conpui инлени.- СДЗИГУ		Временное сопротивление при одноосном сжатии, 10* Па
	ИИЖИ>|(| гредел 		числи пласт! ч- ностн	влажной породы	скелета			угол внутреннего тренгя, градус	сцсплсннс. 10* На	
Лрма- лнрекая	22 V127)	20 -7(127) О	5>>	1,58 ОТо(188>	0,71 О”2(147)	23 -(237)	^(>3)	0,44 £й<’3>	0,78 О-»»1”’
Скиф- ская	?з(36)	15 Г (36) 4	1,96 —(36) о,ог ’	1,58 о-^(36)	0,74	23 1(36)	1	-i—-(8) 0,13' ’	—
Примечание. См. табл. 17.
383

естественная влажность в зоне аэрации от 1% до
20%; объемная масса мелкозернистых песков в есте-
ственном сложении в среднем 1,49 г/см3, в предельно-
рыхлом сложении —1,35 г/см3, в предельно плотном
сложении— 1,67 г/см3. Эти же показатели для средне-
и разнозернистых песков соответственно 1,62, 1,25 н-
1,65 г/см3. Угол естественного откоса сухих песков-
при колебаниях от 29 до 35° в среднем равен 31°, под
водой он снижается до 27°. Коэффициент фильтрации
ергснинских песков 12—38 м/сут. Для глинистых по-
род Ю. И. Панов приводит следующие значения:
объемная масса 1,77—1,98 г/см3; объемная масса-
скелета 1,58—1,59 г/см3; плотность 2,70—2,71 г/см3;
коэффициент пористости 0,60—0,92; естественная
влажность 5—39%; угол внутреннего трения 14—31°;
сцепление 0,05-105—0,55-105 Па и модуль деформа-
ции 145-105—270-10s Па при нагрузках до 2-105 Па.
Верхнюю часть разреза плиоценовых отложений
на Азово-Кубанской низменности слагают так назы-
ваемые «скифские» глины красно-бурого, зеле-
новато-серого, часто пестрого цвета. В естественном
сложении они уплотнены, не обладают слоистостью,
содержат известковые стяжения и кристаллы гипса,
прослои песков и супесей, легко распадаются па об-
ломки с глянцеватой поверхностью. По генезису это
континентальные образования, терригенный материал
которых поступал путем эолового привноса, а также
путем переотложения водными потоками местных бо-
лее древних осадков с последующим их изменением
денудационными процессами. Мощность скифских
глин колеблется от 3 до 30 м с увеличением сс от
главных водоразделов к осевым частям крупных
долин. Приведенные в табл. 111 данные показывают,
что скифские глины обладают относительно невысо-
кой влажностью, они уплотнены, мало сжимаемы и
характеризуются средними значениями сопротивления
сдвигу.
Среди четвертичных отложений наибольшим рас-
пространением пользуются лессовые породы,
сплошным чехлом покрывающие поверхность Азово-
Кубанской низменности, западной и центральной ча-
стей Терско-Кумской низменности, склоны Ставро-
польского и Ергенинского поднятий (рис. 61). Только
в пределах наиболее приподнятой части Ставрополь-
ского плато они распространены спорадически. Мощ-
ность лессовых пород изменяется от 40—50 м в Азово-
Кубанской и Терско-Кумской впадинах до 70 м на
Ергенинской и восточном склоне Ставропольской воз-
вышенностей. Состав и свойства лессовых пород
Предкавказья изучались Н. Я. Денисовым, А. К. Ла-
риновым, Л. Г. Балаевым, П. В. Царевым (1964),
В. П. Ананьевым (1964) и многими другими.
Большинство лессовых пород Предкавказья эоло-
вого генезиса. Это подтверждается, с одной стороны,
плащеобразным залеганием лессов на всех формах
385-
рельефа независимо от их гипсометрического положения (см. рис. 61),
а с другой — постепенным уменьшением в составе лессовых пород при
движении с востока па запад содержания песчаной фракции и тяжелых
минералов. Эти две особенности можно объяснить только тем, что при
эоловом переносе терригенного материала из области выноса, которой
являлась Прикаспийская полупустыня, постепенно выпадали вначале
более тяжелые, а затем все более тонкие и легкие фракции, плащом
перекрывающие все формы рельефа. Только на склонах Ставропольской
и Ергенипской возвышенностей и на склонах долин рек часть терри-
генного материала перемещалась к основанию склонов делювиальным
путем, о чем свидетельствует наличие в лсссах слабо выраженной сло-
истости и наличие в их разрезе прослоев песков и гравия. В таких
местах типичные эоловые лессовые породы сменяются эолово-делюви-
альными и делювиальными.
Лессовые породы Предкавказья представлены суглинками и супе-
сями. В их составе преобладает пылевая фракция размером 0,05—
0,005 мм (50—55%)- Содержание песчаной фракции убывает в направ-
лении с востока па запад, а содержание глинистой фракции возрастает
в том же направлении. Одновременно растут значения влажности, во-
донасыщспия и число пластичности (табл. 112). У лессовых пород
Предкавказья низкая плотность, наиболее высокая пористость у лес-
совых пород Терско-Кумского междуречья. Средние значения коэффи-
циента пористости здесь у суглинков 0,852, супесей — 0,819, а у лес-
совых пород Азово-Куба некой впадины - 0,775. Пористость лессовых
пород Ергепей и Ставропольского поднятия меньше, чем у лессовых
пород Терско-Кумского междуречья, но больше, чем у лессовых пород
Лзово-Кубапской впадины. Лессовые породы Предкавказья просадоч-
ны, причем наибольшие значения характерны для пород Терско-Кум-
Таблица 112
Основные показатели физических свойств лессовых пород
Показатели пластичности, %		Объсмиая масса, г/см4		Коэффициент пористости.	Есгсстпеппая влажность, %
нижний пре- дел	числи нлаСгиЧ’ ПОСТИ	влажного грунта	скелет а		
22	14	Азово-Куба 1,74	1ская впадина 1,51	0,77	15
— (232)	-Г (232) V	-J—(334) 0,15	'	о7п(334)	оТ(26)	— (334)
18	Северный склс 9	и Ставропольем 1,78,	)ГО поднятия и 1,62,„л	.анычекии прогиб 0,71	,	11
т(64)	—(М)	0Д5 <63>	^(63)	О”2(56>	—(69)
18	12		Ергенинся 1,72,	:ос поднятие 1,52„.л.ч	0,75	12
—(222) О	—(222)	^(2Ш>	5Тз(2О|)	-2—(218) 0,20v	'	—(218)
18	7	Тсрско-Ку» 1,62	«ская впадина 1,48 „	0,84	ю
—(621)	—(621)		—(675) 0,10	ЗТ2(675)	—Z-(765) О
Примечание. См. табл. 17.
.386
ской впадины (табл. 113). Коэффициент относительной просадочности
здесь при замачивании при бытовых нагрузках колеблется от 0,005 до
0,151. Просадочность проявляется при очень низких нагрузках (0,2*
•I05—0,5-105 Па). Просадочными свойствами здесь обладают все типы
пород, по наибольшей просадочпостью характеризуются эоловые лес-
совые суглинки и супеси водораздельных пространств. В Азово-Кубан-
ской впадине просадочными являются только эоловые лессовые породы
водоразделов. Делювиальные отложения на склонах и террасах обычно
непросадочны или слабо просадочны. Начальное просадочное давление
у них превышает 0,5-10г>—1-105 Па. Лессовые породы Ставропольского,
поднятия и Ергепей по просадочности занимают среднее положение.
Таблица 113
Основные показатели механических свойств лессовых пород
Коэффициент относительной иро- садочностн при нагрузке		Сопротивление сдвигу	
бытово.1	110* Па	угол внутреннего трения, градус	сцепление. 10* Па
Азово-Кубанская впадина
0,016
0,011
21
—П86)
0,20
0,24
(186)
0,045
^(,79)
Северный склон Ставропольского поднятия и Манычский прогиб.
0,025
0,017
0,058
0,041 ° >
0,10
0,15
(27)
Ергепинское поднятие
0.018 ,, ,	0,052	21	0,22
0,010 <75)	0,037 <75>	— (61)	0J3 <ы»
Терско-Кумская впадина
0,049	0.068	25	0,14
	(238) 0,03 v '	^(196)	—•(79) 4	
Примечание. См. табл. 17.
Просадочные лессовые породы Предкавказья различаются также
и по характеру проявления самих просадочных деформаций. В Терско-
Кумском междуречье просадочные деформации пород протекают быст-
ро и носят провальный характер в течение первых десяти суток после
замачивания. Полное затухание просадок наступает через 6—8 мес пос-
ле замачивания. Но вторая часть просадочных деформаций — после-
просадочных, невелика и не превышает 10% всей величины просадки.
В западных же районах, в частности в Азово-Кубапской впадине, про-
садочные деформации в лессовых породах развиваются медленно ч
полностью затухают лишь через 1—1,5 года, а иногда более. Послепро-
садочпые деформации в этих районах по величине сопоставимы с соб-
ственно просадочными.
Большое значение в Предкавказье имеют аллювиальные от-
ложения, представленные водонасыщенными суглинками и глинами
с. прослоями супесей и песков. Выполняя в пределах Азово-Кубанской
387-
впадины широкие долины, они достигают местами мощности 20 м и бо-
лее. Аллювиальные отложения, сочленяясь в основании склонов с пе-
реотложенными лессовыми породами, образуют в пределах Азово-Ку-
банской впадины полосу аллювиально-делювиальных отложений. Они
характеризуются невысокой плотностью и низкими показателями сопро-
тивления сдвигу (табл. 114, 115).
Таблица 114
Основные показатели физических свойств аллювиально-делювиальных отложений
Азово-Кубанской впадины
Породы	Показатели пластич- ности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естествен- ная влаж- ность, %
	иижний предел	число пла- стичности	влажной породы	скелета		
Глины		у(18>	22 “V(18) V	1,90 <мв(24>	>4>	0,780 0.043 (24>	-^-(24)
Суглинки		-у(68)	-^(68)	1,94 о^(С8)		^(68) 0,059' 1	26 —(68)
Примечание. См. табл. 17.
Таблица 115
Основные показатели механических свойств
аллювиально-делювиальных отложений Азово-Кубанской
впадины
Породы	Угол внутрен- него трения, градус	Сцепление. 10* Па
Глины	-	. . . .		0,32 0,02 <2J>
Суглинки		"^-(24)	°.35 0.04 <24>
Примечание. См. табл. 17.
В долине р. Егорлык в створе плотины Сенгилевской ГЭС выде-
ляется пойма и более трех надпойменных террас, сложенных суглинка-
ми с песком, гравием и галькой. В составе аллювия имеются прослои
делювиальных суглинков в виде шлейфов, опускающихся со склонов до-
лины. Голоценовые аллювиальные отложения в долине р. Кумы ниже
г. Буденновска представлены слоистой толщей, состоящей из глин, су-
глинков, супесей и песков мощностью в несколько метров. Средние зна-
чения физико-механических показателей свойств приводятся по данным
Севкавгипроводхоза. Для глин характерны: объемная масса 1,82 г/см3,
естественная влажность 18%, коэффициент пористости 0,72; для су-
глинков — объемная масса 1,86 г/см3, естественная влажность 16%, ко-
эффициент пористости 0,69; для супесей и песков — объемная масса
1,77 г/см3, естественная влажность 14%, коэффициент пористости 0,75.
Угол внутреннего трения голоценовых аллювиальных отложений со-
388
Таблица 116
Основные показатели физико-механических свойств аллювиально-лиманно-морских
отложений
Породи	Объемная мас- са, г/см*	Коэффаинент пористости	Естественная влажность, %	Угол внутрен- него трення, градус	Сцепление, 10* Па
	1,31	1,07	41		0,2
Глины иловатые ....	0,м (48)	о:>9 (48>	“Т*48*	—(34) О	ОТ(34)
	1,45	0,80 ,	28	22	0,2
Суглинки		0.03 (38>	0,07 <3“>	—(зв)	Т(21) О	
	1,48	0,83	27	32	o.i
-Супеси		0.00 (и)	-—22) 0,08 ' г	-Г(22) V	—5“(14) О	^<14)
Примечание. См. табл. 17.
ставляет: 16—24°, сцепление 0,1-105—0,3-105 Иа. Галечникам в долине
р. Кумы в районе г. Георгиевска свойственна объемная масса в рых-
лом состоянии 1,33—1,37 г/см3, а в уплотненном — 1,60—1,61 г/см3.
Угол естественного откоса 33—35°, а коэффициент фильтрации достига-
ет 50—100 м/сут.
В восточной части Терско-Кумской низменности и в Манычской до-
лине развиты отложения н ов о к а с п и й с кой, хвалынской,
хазарской и бакинской трансгрессий Каспийского
моря, а также аллювиально-морские отложения позднего плейстоцена
и голоцена. В западных районах Азово-Кубанской низменности вдоль
побережья Азовского моря распространены аллювиально-лиманпо-мор-
•ские отложения позднего плейстоцена и голоцена, отложившиеся в
дельтах рек в отшнуровавшихся от моря лиманах. Рассматриваемые об-
разования представлены сложным чередованием глин, суглинков, супе-
сей и песков общей мощностью 200—300 м. Физико-механические свой-
ства из-за пестроты состава отличаются большим разнообразием. Луч-
ше других изучены физико-механические свойства аллювнально-лиман-
но-морских отложений Азово-Кубанской впадины. Они представлены
топкими разностями песков и глинистыми породами, характеризующи-
мися высокой влажностью, низкой плотностью, высокой сжимаемостью
и низкими показателями сопротивления сдвигу (табл. 116). Как видно
•из приведенных в таблице данных, аллювиально-лиманно-морские от-
ложения находятся на начальных стадиях литогенеза; процессы уплот-
нения и упрочения осадка здесь еще не получили своего развития.
В восточной части Терско-Кумской низменности на обширных уча-
стках развиты эоловые отложения, представленные мелкозерни-
стыми песками желто-серого или буровато-желтого цвета. Они образуют
здесь характерный холмисто-грядовый рельеф. Образование их связано
с перепеванием подстилающих морских и аллювиальных отложений.
Мощность эоловых отложений 5—6 м, иногда до 15 м. Содержание пе-
счаной фракции в них достигает 90%; объемная масса песков в рыхлом
состоянии 1,36—1,65 г/см3, в уплотненном — 1,60—1,90 г/см3.
Гидрогеологические условия
Во всех районах распространения лессовых пород грунтовые воды,
как правило, находятся на значительной глубине, ниже границы сферы
слияния наземных сооружений. Только в речных долинах, на поверх-
389
пости низких террас, местами отмечается неглубокое (1—3 м) залега-
ние грунтовых вод. В толще лессовых пород па поверхности погребен-
ных почв могут периодически формироваться маломощные горизонты
верховодки. В обоих этих случаях грунтовые воды обычно пресные, не-
агрессивные. Повышение уровня грунтовых вод иногда с заболачива-
нием территории наблюдается в районах интенсивного ирригационного
строительства в приканальных зонах Право-Егорлыкской и Терско-
Кумской оросительных систем. В прибрежных районах Азовского по-
бережья и Каспийского моря и в районе выхода р. Кумы на Прикас-
пийскую равнину (в районах развития верхпеплейстоцеповых и голоце-
новых морских, аллювиально-морских и лиманно-морских песчано-гли-
нистых отложений) грунтовые воды располагаются на глубине I—3 м.
В мелких депрессиях грунтовые воды выходят па поверхность, вызывая
заболачивание. Грунтовые воды в Прикаспии высокоминерализованные
(3—J0 г/л и более), сульфатпо-натриевые, обладающие сульфатной аг-
рессивностью по отношению к бетону па портландцементе. Грунтовые
воды в Приазовье лишь местами обладают агрессивностью.
Современные геологические процессы
Геологическое строение, геоморфологические и климатические ус-
ловия региона обусловливают развитие различных процессов, среди ко-
торых наибольшим распространением и интенсивностью пользуются
оползневые, эрозионные, просадки в лессовых породах. По берегам мо-
рей развита абразия.
Оползневые процессы развиты в глинистых породах палео-
гена и неогена и продуктах их выветривания. У элювия глинистых по-
род резко снижаются прочностные характеристики, что способствует
возникновению оползней. Так, в условиях избыточного увлажнения и
набухания у выветрелых майкопских глин угол внутреннего трения ра-
вен 0, сцепление 0,05-105 Па, что делает их неустойчивыми даже при
крутизне склонов 5—7°. Близкими характеристиками обладает элювий
караган-чокракских и сарматских глин. Здесь оползни возникают на
склонах круче 10э (долина р. Калаус, восточный склон Ставропольско-
го поднятия и верховья рек Буйволы, Томузловки и др.).
Оползни в глинистых породах палеогена и неогена широко рас-
пространены в центральной части Ставропольского поднятия (склоны
останцовых возвышенностей, бронируемые сверху известняками) и его
южных оконечностях (Курсовский район, Яикульская котловина), а
также па склонах долин рек Егорлыка, Ташлы, Грачевки и других, гор
Стрижамент, Недреманной и Сенгилеевской котловины. В Ставрополе
они развиты по склонам крупных балочных долин Мутника, Мамайка
и Ташле. В средней части долины Кубани (от с. Кочубеевское до
г. Кропоткина) оползневые деформации в четвертичных и верхпеплио-
цеповых породах поражают 25% борта долины.
По морфологии и механизму смешения горных пород наиболее рас-
пространены оползни течения, образующиеся на склонах, сложенных
глинистыми породами, с одновременным сколом и смещением вышеле-
жащих слоев (склоны Ставропольского поднятия). Среди оползней это-
го типа можно выделить: оползни-сплывы глинистого элювия и делю-
вия, оползни-потоки, протягивающиеся на несколько километров (юго-
западный склон горы Стрижамент), и пластические оползни, представ-
ляющие собой пластическое течение глинистых пород по склону без
390
четко выраженных границ. Основным фактором возникновения ополз-
ней этого тина является ухудшение деформационно-прочностных
свойств пород в результате выветривания, разуплотнения и увлаж-
нения.
На склонах долин рек, оврагов, а также по берегам Азовского мо-
ря (район Ейска, Ростов-на-Дону, Таганрог) и водохранилищ чаще все-
го возникают оползли скольжения и оползни срезания. Плоскостью
скольжения оползней срезания служат трещины скола, бортового от-
пора, тектонические и ослабленные зоны. В долине Кубани (станица
Григориполесская — г. Краноткин) развиты оползни выдавливания,
характеризующиеся отрывом блоков четвертичных лессовидных пород,
их опусканием в результате раздавливания подстилающих верхнеплио-
ценовых глин и выдавливанием их в русле реки. Подобного типа ополз-
ни зафиксированы также па северном побережье Азовского моря (Рос-
тов-па-Дону — Таганрог), где оторвавшиеся от берегового массива
блоки четвертичных лессовых пород, опускаясь, выдавливают в море
верхнеплиоценовые, а местами сарматские глины.
Активность оползневых процессов изучена крайне недостаточно,
хотя на отдельных участках их размеры весьма значительны. Так, по
наблюдениям Б. О. Кастиева, смещение оползня-иотока в долине р.Мут-
нянки в Ставрополе за период 1938—1939 гг. составило в верхней ча-
сти около 130 см, а в нижней части при приближении к базису ополз-
ня (руслу реки) достигло 410 см. Примерно па такую же величину
язык оползня был размыт. В некоторых случаях оползни в Ставрополе
вызвали разрушение юродских сооружений. Недостаточная изученность
природы оползней в районе Ставропольского поднятия и в особенности
отсутствие данных о их динамике затрудняют прогнозирование их об-
разования и развития, хотя оно крайне необходимо для выработки мер
борьбы с ними, так как оползни наносят большой ущерб народному
хозяйству.
Эрозионные процессы наиболее интенсивно развиваются в
центральной части Ставропольского поднятия, где глубина речных до-
лин достигает 270—300 м и наблюдаются активные положительные тек-
тонические движения (до 2 см в год). Здесь па 1 км2 площади прихо-
дится 1,2—1,4 км эрозионных врезов, встречается большое число
молодых растущих оврагов.
На Азово-Кубанской равнине и Тсрско-Кумском междуречье глу-
бина местных базисов эрозии колеблется от 10 до 50 м и уменьшается
в западном и восточном направлениях от Ставропольского поднятия.
Современные тектонические движения здесь имеют характер медлен-
ных опусканий, поэтому развития эрозионной сети здесь нс происхо-
дит, а преобладают процессы аккумуляции.
На территории Предкавказья интенсивно проявляется ветровая эро-
зия — дефляция, внешним проявлением которой являются пыльные бу-
ри. В инженерно-геологическом отношении ветровая эрозия совершен-
но пе изучена, хотя до 33% земельных угодий подвержено ее воздей-
ствию. Как фактор рельефообразования ветровая эрозия наиболее ин-
тенсивно проявляется в Прикаспийской части Терско-Кумской низмен-
ности, где происходит перевсвание аллювиальных и морских отложе-
ний и формирование грядово-барханного рельефа. Местами дефляция
проявляется в виде выдувания пахотного слоя почвы и сноса продуктов
разрушения на большие расстояния. Выдувание начинается для легких
почв при скорости ветра 2—4 м/с, а для тяжелых — 5—15 м/с. По дан-
ным П. С. Захарова (1961), наиболее интенсивная дефляция почв на-
блюдается в районах Элисты, Дивного и Арзгире, в которых в среднем
391
за год бывает 12 дней с пыльными бурями, а в наиболее засушливые-
и ветренные годы — 50 дней.
Просадки лессовых пород широко распространены в Тср-
ско-Кумском междуречье, на Ергенинской возвышенности, в северном-
Ставрополье. Просадочные блюдца и понижения составляют в попереч-
нике от 50 до 500 м. Величина опускания поверхности в их пределах
составляет 100—150 см, реже до 200 см. Морфологические типы про-
садок в рельефе различны и зависят от источников замачивания. Боль-
шие осложнения вызывают просадочные явления при строительстве
различных сооружений. Особенно усилились просадочные явления с на-
чалом широкого орошения в районах развития лессовых пород. Про-
садки величиной до 200—250 см наблюдались, в частности, на каналах
Терско-Кумской оросительной системы.
Па восточном побережье Азовского моря абразионный раз-
мыв берегов в среднем составляет 2 м год (местами более). Раз-
мыв резко увеличивается в период штормов. За один шестичасовой
шторм силой 9 баллов при накате высотой 1,5 м обрыв Голубицкой
аккумулятивной террасы отступил иа 6 м, а у г. Приморско-Ахтарска —
на 3—4 м. Во время урагана 1969 г. береговой обрыв Голубицкой тер-
расы па участке длиной 1 км отступил на 20 м, а береговой обрыв у
г. Приморско-Ахтарска на протяжении 10 км был размыт на 3—5 м.
ГЛАВА 20
ПРИЧЕРНОМОРСКАЯ ВПАДИНА
Почти всю территорию впадины занимает Причерноморская низ-
менность. На северо-западе междуречья Днестр—Дунай к ней примы-
кает южная окраина Бессарабской возвышепности, а в Крыму — струк-
турно-денудационные возвышенности Тарханкутского и Керченского-
полуостровов. Отметки поверхности Причерноморской пизмснности
уменьшаются от 150—160 м на севере до 10—50 м на юге. Густота эро-
зионного расчленения невелика. Долины крупных рек (Днепра, Ду-
ная) широкие, террасированные. Выделяется пойма и до шести надпой-
меппых террас: две плиоценовые и четыре плейстоценовые. Оврагами,
расчленены главным образом высокие правые склопы речных долин.
К востоку от Ю. Буга на междуречьях часто встречаются поды —
обширные замкнутые понижения глубиной 6—8 м, изредка до 15 м.
Особенно многочисленпы они па левобережье Днепра, где занимают бо-
лее 20% площади. Абсолютные высоты Бессарабской возвышенности
достигают 220 м. Поверхность ее расчленена сетью глубоковрезанпых
(до 120—140 м) речных долин, балок и оврагов.
Поверхность равнинного Крыма возвышается над уровнем моря на
20- 50 м, а грядово-холмистых возвышенностей Тарханкутского и Кер-
ченского полуостровов — на 150—170 м.
Речная сеть относительно густая только в северо-западной части-
региона. На востоке и юге ее густота незначительна, а отдельные рай-
оны па левобережье Днепра бессточные. Наиболее крупные транзит-
ные реки — Днепр, Ю. Буг, Днестр, Дунай и в равнинном Крыму —
Салгир. Основным источником питания служат атмосферные осадки.
Водный режим характеризуется высоким весенним половодьем. Сток.
Днепра на всем протяжении зарегулирован. В летний и зимний перио-
ды уровни рек низкие, многие малые реки пересыхают, что особенно ха-
рактерно для равнинного Крыма.
392
Климат региона умеренно континентальный, засушливый, с недо-
•статочным увлажнением. Средняя годовая температура воздуха 7,6—
11,5°. Среднегодовое количество осадков уменьшается с севера на юг
от 450—400 до 350—300 мм. Зимой интенсивная циклоническая дея-
тельность вызывает иногда резкие перепады температур н метели с
сильными ветрами различных направлений. Летом с восточными вет-
рами связаны суховеи и пыльные бури, чаще всего в июне—июле.
Регион расположен в степной зоне. Участки целинной степи сохра-
нились на незначительных площадях, малопригодных для сельскохозяй-
ственного освоения, и в заповедниках (Аскания Нова). На большей ча-
сти территории в почвенном покрове преобладают черноземы, а па
юге — каштановые и лугово-каштановые почвы. В подах развиты со-
лонцовые и солончаковые почвы, на каменистых возвышенностях Тар-
ханкугского и Керченского полуостровов — черпоземовидпые карбонат-
ные и дерново-карбонатныс почвы, покрытые степным разнотравьем и
кустарниками.
Геологическое строение, инженерно-геологическая
характеристика пород
Причерноморская впадина является сравнительно молодой крупной
наложенной структурой. Выполняющие ее осадки ложатся на разнород-
«ые и разновозрастные структурные элементы: докембрийский и эпи-
терцинский блоки Русской платформы, разделенные полосой грабено-
Рис. 62. Схематический геологический разрез Причерноморской впадины:
1 — аллювиальные отложения плейстоцена и голоцена (а I—IV); 2 — лессовые по-
роды плейстоцена (LI—III); 3—красно-бурые глины позднего плиоцена и раннего
плейстоцена (Nt—Qt); 4 — морские песчано-глипистыс киммерийско куяльницкие
отложения (/Vaft—JW); 5 — терригенно-карбоиатные отложения неогена (АО
образных депрессий, где складчатый фундамент опущен на глубину до
10 км.
Киммерийско-альпийский структурный этаж. Среди слагающих его
пород наибольший интерес представляют отложения неогенового воз-
раста, так как более древиие образования залегают на значительной
глубине (свыше 100 м) и в инженерно-геологическом отношении не изу-
чены (рис. 62).
Породы терригеиио-карбонатной формации мио це-
па и раннего плиоцена пользуются широким распространением
393
в Причерноморской впадине, являясь основанием многих инженерных
сооружений.
Пижне- и среднемиоцеповые отложения представлены глинами, пес-
ками, песчаниками с прослоями мергелей и известняков, роль которых
в строении верхней части разреза существенно возрастает. В составе
сарматского яруса чередуются глины, пески, песчаники, известняки,
мергели, конгломераты; в мэотическом и понтическом ярусах преобла-
дают карбонатные породы — разнообразные известняки (ракушечные,
оолитовые, органогенно-обломочные и др.) и мергели, а кластогепныс
породы (глины, пески, песчаники) играют здесь подчиненную роль, за-
легая в большинстве случаев в виде прослев в карбонатной толще.
Мощность отложений нижнего и среднего миоцена 1500 м, сарматского
яруса 500 м, мэотического 115 м и понтического 50 м; увеличение мощ-
ности наблюдается в юго-восточном направлении, достигая максимума-
на Керченском п-ове.
Среди терригенных пород формации преобладают глины. Они лито-
логичсски разнообразны — от мергелистых до песчанистых. Тонкодис-
псрспая фракция глин состоит в основном из минералов группы монт-
мориллонита. Характеристика физических и прочностных свойств пород
приведена в табл. 117, 118.
Таблица 117
Основные показатели физических свойств морских неогеновых глинистых пород
Возраст по- род	Показатели пластич- ности, %		Объемная масса, i/см*		Коэффициент] пористости	Естественная илажиостг., %
	НИЖНИЙ предел	число плас- тичности	влажной по- роды	скелета		
Тортонский	28-35	33—43	1,83—1,87		0,47—0,82	
							
Сарматский	17—72	7—66	1,43-1,84	0,9—1.49	0,78—2,12	
	34,5	37,3	1,71	1,18	1,17	
Мэотический	16—45	10,4—49,8	1.7-2,11	1,26—1.7	0,43—1,22	15.0—39,8
	34,2	26	1,94	1,46	0,85	29
Понтический	17—56	18—45	1,77—2,0	1,24—1,57	0,66-1,22	19,0-43,1
	29	29	1,89	1,45	0,90	28,4
Примечание. В числителе даны предельные значения, в знаменателе—средние.
Карбонатные породы наиболее широко представлены в понтичес-
ком ярусе северного Причерноморья. Верхняя и нижняя части разреза
здесь сложены желто-серыми прочными перекристаллизованными из-
вестняками, а средняя — известняками-ракушечниками. Значения пока-
зателей физико-механических свойств характеризуются следующими ве-
личинами: объемная масса 0,9—1,8 г/см3 (чаще 1,2—1,45 г/см3); плот-
ность 2,57—2,70 г/см3 (чаще 2,63—2,68 г/см3); водопоглощение 4,0—
38,6% (чаще 12—25%); временное сопротивление сжатию 2,9-105 —
44-106 Па; коэффициент морозостойкости 0,53—0,95. Для перекристал-
лизованных известняков характерно снижение пористости до 10—17%
с одновременным повышением временного сопротивления сжатию до
60-Ю6—200-105 Па. Известняки-ракушечники мэотиса обладают не-
сколько более высокими прочностными характеристиками. Они обычна
394
Таблица 118
Прочностные свойства морских неогеновых глин
Возраст пород			Угол внутрен- него трения, градус	Сцеплен не, 10» На
Тортонсккй 				14—18	0,63—1.50
Сарматский 				4—27 12	0,27—1,90 0,72
Мэотический	 Понтический		• •	•	9—18 15—16	0,20—0,70 0,83—1,65
Примечание. Gm. в табл. 17.
окрашены в светло-серые и кремовые тона и состоят из раковин мол-
люсков и кристаллического кальцита с примесью кварцевого песка.
Среди мионен-плиоценовых отложений наиболее обводнены породы
верхнего и среднего сармата, понта и мэотиса, на большей части регио-
на слагающие единую мощную водоносную толщу, содержащую, как
правило, напорные воды. Водовмещающие породы — известняки, пес-
ки различного состава, реже песчаники и мергели весьма невыдержа-
ны как по мощности, так и по водообильности. Наибольшей водообиль-
ностью характеризуются известняки. По составу и минерализации воды
довольно пестрые: солоноватые и соленые от гид рока рбонатных до суль-
фатных и сульфатных хлоридных пестрого катионного состава.
Всрхнеальпнйскнй структурный этаж образован преимущественно
континентальными отложениями позднего плиоцена, плейстоцена и го-
лоцена, лишь в киммерийское и куяльнипкос время формировались
морские осадки. Обширные междуречья сложены краспоцвстными гли-
нистыми отложениями позднего плиоцена — раннего плейстоцена, пе-
рекрытыми лессовыми породами. Речные долины выполнены аллюви-
альными и лиманно-морскими отложениями. Черноморские трансгрес-
сии четвертичного периода в большинстве случаев пе распространялись
значительно дальше современной береговой линии, поэтому морские от-
ложения на побережье развиты ограниченно.
Морские киммерийско - куяльницкие осадки пред-
ставлены песчано-глинистыми отложениями. Киммерийские осадки раз-
виты лишь в восточной части равнинного Крыма, на северо-востоке
Керченского полуострова и в узкой прибрежной полосе Азовского моря.
Куяльницкие отложения распространены в районе северного Сиваша
и прилегающей к нему территории. Среди пород киммерийского яруса
преобладают глины, а также железистые пески и песчаники, которые к
югу-переходят в оолитовые бурые железняки. Железорудная толща
мощностью до 120 м, разведанная на Керченском п-ове, явилась сырь-
евой базой для горнодобывающей промышленности. Куяльницкие отло-
жения представлены глинами и тонко-, мелкозернистыми глинистыми
лесками мощностью до 50 м.	,
Красно-Зурые плиоцен-нижнеплейстоценовые
{скифские) глины распространены на междуречьях, залегают под
породами лессового покрова.
395
Глубина залегания красно-бурых глин увеличивается к юго-восто-
ку и достигает максимальной величины около 40 м на междуречье-
Ингулец—Днепр. Кровля глин неровная и в общих чертах повторяет
конфигурацию современного рельефа. Мощность красно-бурых глин ко-
леблется от первых метров до 10—15 м, местами (Альмннская низмен-
ность) превышая 60 м. Преобладают мощности 5—10 м. Повышенные
мощности приурочены, как правило, к центральным зонам водоразде-
лов, в сторону речных долин и балок они уменьшаются. В северо-за-
падной части междуречья Ю. Буг — Днестр выделяется площадь спо-
радического развития красно-бурых глин (мощностью до 5 м), что свя-
зано с их размывом. В области распространения морских киммерий-
ско-куяльницких отложений на левобережье Днепра к югу от лини»
Каховка—Мелитополь и в Присивашье толща скифских глин отсутст-
вует.
В толщу красно-бурых глин объединены континентальные пестро-
окрашенные (в красные и бурые тона) отложения, среди которых при-
сутствуют разновидности, различающиеся по цвету, сложению, составу,,
характеру новообразований, физико-механическим свойствам и возрас-
ту. По гранулометрическому составу в толще красно-бурых глин мож-
но выделить глинистые пески, супеси, суглинки и глины (при абсолют-
ном преобладании последних). С подстилающими породами независимо*
от их литологического состава н с перекрывающими лессовыми отло-
жениями они связаны постепенными переходами. Большинство исследо-
вателей связывают образование толщи красно-бурых глин с выветрива-
нием коренных пород и переотложением продуктов выветривания в.
условиях степного ландшафта с теплым и влажным климатом, рассмат-
ривая их таким образом как элювиально-делювиальный тип отложе-
ний.
Глинистые разновидности, которые преобладают в толще красно-бу-
рых глин, отличаются характерной глыбово-призматической клиновид-
ной отдельностью. Грани блоков покрыты тончайшими пленками желе-
зисто-марганцевых и карбонатных соединений. В глинах содержится*
большое количество новообразований — рыхлые и окаменелые карбо-
натные конкреции размером от нескольких миллиметров до 10—15 см
в диаметре, железисто-марганцевые бобовины, друзы и рассеянные кри-
сталлы гипса. Карбонатные конкреции и друзы гипса концентрируются
преимущественно в нижних горизонтах толщи. Основным минералом
тонкодисперсной фракции глин является монтмориллонит. Сведения о-
физических и прочностных свойствах пород приведены в табл. 119, 120.
Красно-бурые глины являются первым от поверхности региональ-
Таблица 119
Основные показателя физических свойств толщн красно-бурых глин
Породы	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент по- ристости	Естественная влажность, %
	нижннй пре- дел	число плас* тнчностн	влажной по- роды	скелета		
Суглинки		5Т<70>	1,98		0,63 --(42)	20,5 М <69,
Глины		£Г<|22>	1,96 о5<|07>		0,72 , —(66)	^т(120> 0,4
Примечание. См. табл. 17.
396
Таблица 120
Прочностные свойства толщи красно-бурых глин
Породы	Минимальные значения		Средние значения		Сред яе-мнянмял ьные значеппп	
	угол внутреи пего трения, градус	сцепление, 10* Па	угол внутрен- него трения, градус	сцсглсннс, 10» Ла	угол внутрен- него треняя, градус	снепленне, 10* Па
Суглинки ....	17	0.25	25	0,42	21	0,34
Глины		14	0,54	16	1,0	15	0,80
ным выдержанным водоупором, что наряду с другими факторами оп-
ределяет условия формирования и режим грунтовых вод в вышележа-
щей лессовой толще. Распространение красно-бурых глин в северо-за-
падной части междуречья Ю. Буг—Днестр па локальных участках
обусловливает фильтрацию атмосферных вод в более глубоко залегаю-
щую глинисто-песчаную толщу балтской свиты и является одной из-
причин спорадического развития здесь грунтовых вод в породах лес-
сово-суглинистого покрова.
А л л ювиальн ы е о т л ож е н и я выполняют речные долины, сла-
гая террасы плиоценового и четвертичного возраста. Плиоценовые тер-
расы развиты в долинах наиболее крупных рек — Днепра, Дуная,
Днестра и Ю. Буга. Они занимают обширные пространства на левобе-
режье Днепра против Каменкн-Днепровской, в междуречье низовьев;
Ю. Буга и Днепра, на левобережье Йнгула, на правобережье в низовь-
ях Ю. Буга, по берегам приморской части Днепровского лимана и на-
левобережье Днестра. Аллювий плиоценовых террас представлен в ос-
новном песками и песчано-суглинистыми отложениями, реже в нем
встречаются прослои галечников (долина Днестра). Мощность его ко-
леблется от первых метров до 20 м и более. Повсеместно он перекрыт
красно-бурыми глинами и лессовидными суглинками суммарной мощ-
ностью до 50 м.
Нижне-, средне- и верхпеплейстоцсновыс и голоценовые отложения
слагают соответственно IV, III, II и I надпойменные террасы. Основны-
ми фациями аллювия являются русловая, в составе которой преоблада-
ют разнозерпистые кварцевые пески с прослоями супесей и суглинков,,
и пойменная, сложенная преимущественно различными суглинками, су-
песями, глинами и песками преимущественно мелкозернистыми и гли-
нистыми. Реже (в основном в составе пойменных отложений голоцена)
выделяются старичная и болотная фации, представленные, как прави-
ло, суглинисто-глинистыми образованиями и илами со значительным
содержанием в них органических веществ. В основании аллювиальных
толщ всех четвертичных террас залегает базальный горизонт (фация
размыва), выраженный в большинстве случаев крупнозернистыми пес-
ками с галькой и гравием. Литологической особенностью аллюниальных
отложений речных долин равнинного Крыма является наличие в их
составе значительного количества гравийно-галечного и валунного ма-
териала, поступавшего с Крымских гор.
В низовьях Днепра, Ю. Буга, Днестра и Дуная развиты погребен-
ные аллювиальные отложения. В разрезе I надпойменной террасы Ду-
ная, у городов Рени, Измаила и Килин выделяются три горизонта га-
397
лечпиков и пссчано-суглипнстых отложений мощностью до 50 м, кото-
рые предположительно датируются ранним, средним и поздним плей-
стоценом. В низовье Днепра (район Голой Пристани) выявлен средне-
плейстоценовый аллювий, погребенный пол более молодыми аллюви-
альными отложениями. Развитие 1101 ребепиых террас характерно также
.тля приустьевых частей многих речных долин равнинного Крыма, рас-
положенных в зоне преобладающих опусканий (Салгир, Чатырлык
и др.). Физические свойства разновозрастного аллювйя существенно от-
личаются. Сопоставление пористости аллювиальных отложений верхне-
го и среднего плейстоцена древней дельты Днепра показывает, что она
уменьшается от молодых к более древним осадкам (табл. 121).
Таблица 121
Пористость разновозрастных аллювиальных отложений
древней дельты Днепра (но В. С. Пономарю и др., 1972)
Суглипнсто пссчапис отложения	Пористость, %	
	предельные значения	средине значения
Верхняя свита верхнего плейстоцена . Нижняя свита верхнего плейстоцена . С родне плейстона юные		44—45 36,2—46,7 37,8 -40,1	44,5 41,2 39,1
Мощность аллювия колеблется от нескольких метров до первых
десятков метров. Минимальные мощности характерны для тыловых ча-
стей террас и для речных долип малых рек, максимальные наблюдают-
ся в приустьевых частях долин Днепра, Дуная (до 50 м и более), Сал-
гира (до 60 м), Чатырлыка (40 45 м) и др. Аллювий надпойменных
террас повсеместно перекрыт лессовыми породами, за исключением пер-
вой террасы, сложенной с поверхности песками, подвергшимися эоло-
вой переработке и собранными в дюны. Обширные массивы I надпой-
менной террасы с дюнным рельефом развиты на левобережье в низовь-
ях Днепра, в пределах его древней дельты.
Водообильность аллювиальных отложений изменчива. Наибольшие
дебиты обычно наблюдаются у скважин, заложенных в поймах рек. Во-
ды отличаются пестрым и непостоянным составом и минерализацией.
В аллювии крупных рек обычно содержатся пресные гидрокарбонатные
воды с пестрым катионным составом, солоноватые воды более харак-
терны для отложений пересыхающих рек и аллювиально-дельтовых
осадков.
Наиболее распространенными средн четвертичных отложений явля-
•ются лессовые породы, формирование которых происходило в те-
чение всего плейстоцена. Они плащеобразно покрывают водораздельные
равнины и древние речные террасы. Отсутствуют эти отложения лишь
в оврагах и балках, на поймах и речных террасах, где песчаный аллю-
вий залегает с поверхности, а также на денудационных возвышенностях
Тарханкутского п-ова и северо-западной части Керченского. На большей
части территории мощность лессового покрова обычно 20—25 м. Мак-
симальные ее значения (30—45 м) наблюдаются на плиоценовых речных
террасах (район Будакского лнмзна и Др.), а минимальные (1,5—
2,5 м) — в пределах верхнейлейстоцеповых речных террас.
Среди лессовых пород выделяют эолово-делювиальный, элювналь-
но-делювнальный и аллювиальный генетические типы. Наиболее широ-
398
ко распространены лессовые породы эолово-делювиального генетическо-
го типа. Лессовая толща сложена тремя или четырьмя ритмами, каждый
из которых состоит из ископаемой почвы, подгоризонта лесса и подго-
ризонта лессовидных суглинков (Краев, 1971). В последнее время тол-
ща лессовых пород расчленена по опорным обнажениям и скважинам
еще более дробно — на 18 ритмов (Веклич, 1968). Эти ритмы можно
объединить в три яруса: нижне-, средне- и верхнеплейстоценовый. Де-
тальное научение литологического состава верхней части разреза верх-
неплейстоценового яруса лессов показывает их неоднородность и позво-
ляет проследить изменчивость состава по простиранию. На левобережье
Днепра с поверхности распространены преимущественно тяжелые су-
глинки (па глубине от 2 -4 до 10—12 м). Южнее линии Фрунзе—Аки-
мовка тяжелые суглинки верхнего слоя лессовой толщи подстилаются-
глинами, а севернее ее — средними суглинками. В Приднепровской по-
лосе преобладают легкие и средние суглинки. На водораздельных про-
странствах между Днепром и Днестром верхний слой лессового покро-
ва на глубину от 1,5—3 до 5 м представлен тяжелыми суглинками, а
на отдельных участках (Херсон—Николаев и др.) — глинами. На скло-
нах водоразделов местами встречаются средние суглинки. Почти па
всей площади междуречья Днестр—Дунай распространены средние су-
глинки на глубину от 1,5 до 6 м, подстилаясь в большинстве случаев
тяжелыми суглинками и частично глинами. В естественных обнажениях
лессовые породы образуют обрывистые уступы с хорошо выраженной
вертикальной отдельностью.
В минералогическом составе песчаной и пылеватой фракции пород
лессового комплекса насчитывается более 50 минералов. Породообра-
зующими являются кварц (70—95%) и полевые шпаты (5—30%), а
также карбонаты (1—10%), слюды, гипс, глауконит и др. Тонкодис-
персиая фракция лессовых пород представлена монтмориллонитом и
гидрослюдами. Наименьшими величинами общей емкости поглощения
отличаются лессы аккумулятивной равнины и террасовые лессовидные
суглинки (обычно меньше 20 мг-экв). Емкость поглощения ископаемых
почв достигает 35,5, лессовых суглинков — 36,0, оглееппых суглинков
подов — 29 мг-экв. Обменные катионы кальция и магиня составляют
основную часть суммарной емкости. Гумуса больше всего содержится
в ископаемых почвах (0,32—1,24%), что в три — девять раз меньше, чем
в современных черноземах. Самое малое его содержание установлено
для лессовых пород на II и III надпойменных террасах соответственно-
0,08—0,66 и 0,06—0,86%. Таким образом, в физико-химическом отно-
шении наиболее активными являются подовые суглинки и ископаемые
почвы. Наибольшее содержание водно-растворимых солей наблюдает-
ся в породах нижних горизонтов лессовой толщи и в иллювиальных го-
ризонтах ископаемых почв (0,58—0,61%), меньше всего — в верхних
хорошо промытых горизонтах подовых суглинков (обычно не более
0,34%). Содержание карбонатных солей в лессовых породах достигает
20%, редко более. Повышенное содержание сульфатов отмечается в лес-
совых породах равнинного Крыма. Из новообразований в лессовых по-
родах содержатся карбонатные включения (конкреции, мучнистые гнез-
да, нитевидные трубочки и др.), аморфный и кристаллический гипс (дру-
зы и сростки), а также желеаисто-марганцевые соединения в виде бо-
бовин и пуиктаций.
Результаты гранулометрического анализа лессовых пород на меж-
дуречье Ю. Буг—Днепр показывают, что с глубиной содержание в ннх
частиц песчаной фракции уменьшается, а пылеватой и глинистой
увеличивается (табл. 122). Аналогичная закономерность характерна и
399
Таблица 122
Изменение гранулометрического состава
ээлово-яелювиальяых лессовых пород с
глубиной на междуречье Ю. Буг—Днепр
(по В. С. Пономарю и др., 1972)
Интервалы । лубин, м	Число on- рцделений	Размер фракций, в мм, %		
		2-0,05	0.05— 0,005	0,005
0—1,5	190	26,2	54,0	19,8
1,5—3,0	321	21,8	58,6	19,6
3,0—5,0	315	19,0	61,0	20,0
5,0—8,0	389	18,4	61,6	20,0
8.0—15,0	412	19,5	60.4	20,1
Более 15	147	15,8	62,8	21,4
Таблица 123
Изменение естественной влажности
эоло о-делювнальных лессовых нород с
глубиной в районе аккумулятивной
равнины левобережья Днепра
Интервалы ыубни, м	Число оп- ределений	Естественная влаж- ность, %	
		предельные	сред- ние
0—1,5	108	10,89—15,63	13,21
1,5—3,0	100	11,69—15,05	13,01
3,0—5,0	59	12,88—15,51	14,66
5,0—8,0	37	14,40-18,07	16,34
8,0—15	90	16,65—20,94	18,90
для других районов. Установлено увеличение содержания частиц глинис-
той фракции в приречных зонах Днепра, Ю. Буга и др.
Естественная влажность лессовых пород с глубиной увеличивается
(табл. 123).
Объемная масса при естественной влажности и объемная масса
скелета лессовых пород для всех литологических типов также возрас-
тают с глубиной и изменяются соответственно от 1,39 до 2,16 г/см3 и
от 1,19 до 1,97 г/см3. Средине значения плотности эолово-делювиальных
лессовых пород почти неизменны и обычно близки к 2,68—2,70 г/см3,
что можно объяснить постоянством минералогического состава порол в
вертикальном разрезе и по простиранию. Общая пористость лессовых
чюрод колеблется от 32,8 до 61,5%, но, как правило, с глубиной она
уменьшается для всех литологических типов. Сведения о физических и
механических свойствах эолово-делювиальных и аллювиальных лессо-
вых пород Сев. Причерноморья и равнинного Крыма приведены в
табл. 124, 125 и 126.
Просадочность лессовых пород зависит от их возраста. Уменьше-
ние просадочности, сжимаемости и возрастание показателей прочности
наблюдается с увеличением возраста пород. Наиболее ярко эта зако-
номерность выражена у эолово-делювиальных лессов. Просадочность
лессовых пород среднеплейстоценового возраста уменьшается по срав-
нению с позднеплейстоценовыми в 2—2,5 раза. Лессовые породы раппе-
плейстоценового возраста обычно не обладают просадочностью, однако
нужно учитывать, что при разработке глубоких котлованов может воз-
никнуть их разуплотнение из-за снятия природного давления с после-
дующим повышением сжимаемости при внешних нагрузках.
Мощность предрасположенных к просадочности пород лессовой тол-
щи в Сев. Причерноморье изменяется от 5—6 м на водоразделах до
9—12 м на древних террасах, придолинных и приморских участках во-
доразделов; в равнинном Крыму она не превышает 5 м. Величина про-
садочности составляет: восточнее Днепра до 15 см, местами (Геническ,
западное Приазовье) до 30 см и больше; на левобережной верхнеплей-
стоценовой (однолессовой) днепровской террасе до 15—20 см; к за-
паду от Днепра в прилегающей к нему полосе и приморской зоне до
50 см, местами до 100 см, в северной и северо-западной зоне в пределах
15 см, а в равнинном Крыму по направлению Джанкой—Керчь места-
ми достигает 30—50 см. Данные о просадочности лессовых пород при-
ведены в табл. 127.
400
Таблица 124
Основные показатели физических свойств эолово-делювиальных лессовых пород
Северного Причерноморья и равнинного Крыма
Возраст породы	Показатели пластич- ности, %		Объемная масса, г/см’		Коэффи- циент по- ристости	Естесгвен- ная влаж- ность, %
	верхний предел	число пла- стичности	влажной породы	скелета		
	Сев. Причерноморье					
Поздненлейстсшеновые						
	19	5 ,	1,6 , „	1,46	0,86	9,9
супеси		Т5,210)	тб(223)	5^<197’	о^<188)		V8(204)
	19 л	9 . л .	1,65,_. .	1.44.,	0,91	14,1
суглинки легкие ....	-ГТ(б05) 1,0	—(598)	5j5(’l9)	Й5(3|9)		5Т9<515’
	19 ,	13	1,72 „	1.49, л	0,87	15,0
>	средние....	Т7(59б) 1,Э	тт(600)	м1<467>	-—(472) 0,09	‘		—6(49|)
	20 , _	17 ,	1,78,__.	1,54 „л	0.76	16,2 _
» тяжелые . . .	—8(1<В)		0,08(/7)	5л?69»		Sai»95»
Средвеплейстоценоиые						
	*9	6	1>71.._.	1.52 л	0,77	10,4
супеси 				-НХ104) 0,10* ’	о^(1О|)		te"'0’
	19	.	9 _	1,79	1,57, .	0.85	14,5
суглинки легкие....	А , &	Тз()	<Гп<234>	о?Го<25,)		Т7<207) 0,0
	20	13	.	1,86	1-59	,	0,76	17,3
» средние....	м(395)	тт(ЗК>	Лг(372) 0,08	о^(364>		•й*372’
	20	17	1,89.	1,60 „	0,74	17,4
» тяжелые . . .	—а<"0>	—(к®)		м?<,99)		Т5(174»
Раниепленстоценовые						
	15 .	6	1.90 „ .	1,76	0,51	7,9
супеси 			м(32)	о^'29’			Vs*32»
	16 ,	9 .	1.92 „ ,	1.71,	0,57	11,4
суглинки легкие ....	Ti(53)	тг(53)	0Л2(51)	6712 (55>		й(54)
	20 , ,	14 ,, ,	1.96.	„	1,68	0,61	16,9
»	средние....	м(кв>	тт(105)	мз<1И>	^<|04>		77<10б> 4|6
	22	17	1.97 „ ,	1.64,л.	0,66	19,3,	
» тяжелые . . .	3,8(97)	м(97)	(М>8<9,)	0J0<94)		Тз»95’
	28 ,	30	1,96	1,63 _	0,67	21,0
глины		—з(,59)	^(59)	о^<159>	ЙБ<'В>		73<|М)
суглинки легкие. .
>	средние . .
»	тяжелые .
Центральная часть равнинного Крыма
Н>>	->	>>	1,49 0—W	0,82 -5(30)	*б.о/ОП1 м<30)
Т5<|74>	ъ<1М>	5>>	1,50 5Л1<|62>	0,82 75(162)	15,6 м(|62>
Т1<"7>			1.52, ода(65)	0,78 7564)	18,4 о36(64>
Примечание. См. табл. 17.
401
Таблица 125
Прочностные свойства эолово-делювиальных н аллювиальных лессовых пород
Сен. Причерноморья
Возраст, генетический тип пород	Минимальнее значения		Средние значения		Средне-минималь- ные значения	
	уюл внут- реннего трения» градус	сцепле- ние. 10» Па	угол внут- реннего трения» градус	сцепле- ние» 10» Па	угол внут- реннего ।рения» градус	сцепле- ние» 10» Па
Верхнеплейстоиеновый эолово-делюви-						
альный						
супесн 		26	0.00	30	0,01	20	0,00
суглинки легкие		22	0,00	24	0,16	23	0,08
»	средние 		19	0,15	24	0,26	22	0,20
»	тяжелые 		13	0,28	22	0,38	20	0,33
Верхнеплейстоиеновый аллювиальный						
супесн 		17	0,13	26	0,17	21	0,15
суглинки легкие		19	0,15	23	0,25	21	0,20
>	средине 		20	0,22	22	0,33	21	0,28
Среднеплейстоценовый эолово-делюви-						
альный						
супеси		25	0,03	28	0,21	27	0,07
суглинки легкие		22	0,20	23	0,32	24	0,26
>	средние 		19	0,25	25	0,37	22	0,31
>	тяжелые		11	0,40	21	0,51	16	0,46
Нижпсплейстоиеновый эолово-делюви-						
альный						
супеси 		24	0,15	25	0,23	25	0,19
суглинки легкие		21	0,13	22	0,39	21	0,26
»	средние 		21	0,18	23	0,54	22	0,36
»	тяжелые		20	0,33	22	0,71	21	0,52
глины		17	0,50	20	0,87	18	0,67
Представление о коэффициенте фильтрации лессовых пород, опре-
делявшемся опытным путем, дает табл. 128.
В плоскодонных замкнутых бессточных понижениях подов левобе-
режья Днепра, междуречья Днепр — Ю. Буг и правобережья Ю. Бу-
га широко развиты оглеенные лессово-суглинистые отложения, занимаю-
щие площадь более 100 тыс. га. Оглеенность суглинков в подах в одних
случаях распространяется на всю толщу лессового покрова, захватывая
и красно-бурые глииы, в других — оглеенной является только часть
пород средне- и нижнеплейстоценовых ярусов без морфологического вы-
ражения нодовых понижений в современном рельефе (так называемые
ископаемые поды). Во многих небольших подовых понижениях оглеены
лишь породы верхнеплейстоценового яруса. Подовые оглеенные отложе-
ния представлены, как правило, средними и тяжелыми суглинками и зе-
леновато-серыми глинами, обычно содержащими карбонатные отложе-
ния и железисто-марганцевые бобовины. Содержание водно-раствори-
мых солей незначительно 0,02—0,23%, карбонатов — 0,3—15,8%. Су-
глинки и глины подов всегда более глинистые в сравнении с лессовыми
породами окружающей поды равнины. На левобережье Днепра они бо-
лее глинистые, чем на правобережье. Намечается также утяжеление
гранулометрического состава оглсенпых лессовых пород от бортов к
центру подов. От лессовых пород окружающей поды равнины, подовые
отложения отличаются также значительно большей уплотненностью
(табл. 129), несколько более высокими прочностными характеристика-
ми в основном за счет величины сцепления (табл. 130) и меньшей ежп-
402
Таблица 126
Сжимаемость эолово-делювиальных лессовых пород
Сев. Причерноморья
Возраст породы	Модуль осадки, мм/м при давлении, 10s Па		
	1	2	3
Позднеплейстоценовые			
	20	36	45
супеси 		46	79	98
	18	31	40
суглинки легкие		38	85	
	22	42	51
»	средние 		40	80'	100
»	тяжелые		—	—	
			
	6	36	48 
Среднеплейстоценовые	8	15	19
супесн ...... 		17	35	45
	12,4	40	56
суглинки легкие		29,2	67	88
	13,6	30	40
»	средние 		18,8	40	53
>	тяжелые		—	—	—
			
	5,8	39	56
Примечание. В числителе—данные, полученные при есте-
ственной влажности пород, в знаменателе—при водонасыщенном
состоянии.
маемостью (табл. 131). Коэффициент фильтрации подовых отложений
изменяется от 0,18 до 0,60 м/сут у суглинков и от 0,001 до 0,02 м/сут у
глин.
Делювиальный генетический тип лессовых пород голоценового воз-
раста распространен на коренных склонах речных долин и балок. Это
в основном суглинки и супеси желто-бурого, бурого и буровато-серого
цвета, характеризующиеся рыхлым сложением. Мощность их изменяется
от 2 м до 6 м, редко достигая 8—9 м (Приднепровье). Основные физи-
ческие показатели свойств пород даны в табл. 132. Разуплотненное их
состояние и невысокая влажность способствуют проявлению просадоч-
ности более высокой в ряде случаев по сравнению с лессовыми порода-
ми центральных зон водоразделов. Так, при нагрузке 2«105 Па величи-
на коэффициента относительной просадочности колеблется от 4,7% у
суглинков средних до 12,1 % у супесей.
На преобладающей части территории региона лессовая толща об-
воднена спорадически. В центральной и южной частях равнинного Кры-
ма лсссы почти безводны. Практически безводны оглеенные суглинки
подов — дебиты скважин составляют тысячные и сотые доли литров в
секунду. На мелиорируемых площадях в результате орошения и сброса
избытка оросительных вод в подовые понижения наблюдается резкое
403
Таблица 127
Просадочные свойства эолово-делювиальных и аллювиальных лессовых пород
Сев. Причерноморья
Возраст, генетический тал пород	Коэффициент относительной просадочности при давле- ниях, 10» Па			
	0,5	1	2	3
Верхнеплейстоиеновый эолово-делювиальный				
	1.3	1,8	3,7	4,4
супесн 		1,1	1,3	2,4	2Л
	1,0	2,2	4,7	6,0
суглинки легкие		0,9	1,9	3,1	3.2
	0,9	1,8	3,8	4,6
»	средние 		0,6	1.6	2,8	2,9
Верхнеплейстоценовый аллювиальный				
	1,7	4,1	6,2	
супеси 		1.2	2,8	3,6	
	0,8	3,3	5,5	
суглинки легкие		0.6	2,3	3,2	
	0,8	2,5	4,2	
»	средние 		0,9	1,8	2,4	
Среднеплейстоценовый эолово-делювиальный				
		1,0	1,5	2,2
’супеси 			1.0	1.2	1,4
		1,0	1,9	3,4
суглинки легкие			0,9	1,7	2,5
		0.8	1,2	1.9
»	средние 			0,6	1,1	1.5.
Примечание. См. табл. 17.
Таблица 128
Фильтрационные свойства эолово-делювиальных лессовых
пород Сеа. Причерноморья
Возраст породы	|Чнсло опытов	Коэффициент фильт- рации. м/сут		
		макси- маль- ный	мини- маль- ный	сред- ний
Позднеплейстоценовый:				
супеси 		12	2,0	0,53	0,9
суглинки легкие 		38	1,52	0,31	0,6
»	средние 		64	0,75	0,10	0,29
»	тяжелые 	 Среднеплейстоценовые:	49	0,37	0,01	0,06
супеси 		6	0,7	0,2	0,4
суглинки легкие 		21	0,58	0,25	0,30
»	средние 		32	0,23	0,08	0,15
»	тяжелые 		33	0,16	0,01	0,03
404
Таблица 129
Основные показателя физических свойств лессовых оглеенных пород подов
Сев. Причерноморья
Возраст породы		Показатели пластич- ности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
		НИЖНИЙ предел	число пла- стичности	влажной породы	скелета		
		Левобережье		Днепра			
Поздний плейстоцен — го-							
лоцен							
слабозасо- ленные	суглинки	20 —9'20’				0,70	15,5, , Т5<15’
		22	22	1,89 . ,	1,57, .	0,73	20,8,,
	глины	Т1<54)		(54) 2,8' 7	ода(,8>	^<|8>		м(17)
засоленные		21	20	1,87 ,л.	1,57,,„.		18,7,
	»	Т5(1Ю)	м(,03)	о~Го< |3>	мБ<|3)		т/62»
Ранний — средний плей-							
стоцен		19	14 ₽	1,92	1,06	0,63	15,7,
слабозасо-	суглинки	м(75)	Тз<75)		(07) 0,10' 7	“(74) 0, ю' ’		То*75’
ленные		22	21	1,92	1,63	0,67	17,8,.,.
	глины	—— (32) 3,0	тз*321	0—<32»	оЛо<32>		м<3|>
		Правобережье Днепра					
Поздний плейстоцен — го-							
лоцен		19	14 , .	1,95	1,65 „ ,	0,63	<8,5 _
засоленные	суглинки	-м(24)	—i(M>	W2I)	олй<20)		—2<“>
		19	20 .	1,95	1,67	0.62	16,6
	глины	То<8)	Тб(8)	0,08^7)	0,02(7)		Т7<8>
Ранний — средний плей-							
стоцен		20 „	И —,	1,97	1,66	0,63	12	.
слабозасо-	суглинки	-Г7<<В>	—(68)				
ленные		22 ,	20	1,96		0,67	20,8,_.
	глины	Т5(ЗО)	—(30)	«<28)	0,06	—	—s<29)
Примечание. См. табл. 17.
возрастание обводненности слагающих их лессово-суглинистых отложе-
ний, а также заболачивание днищ подов. Химический состав вод крайне
пестрый от гидрокарбонатных на севере и северо-западе до хлоридно-
сульфатных в центральной части равнинного Крыма. Минерализация
также возрастает к югу от 1—10 г/л до 20 г/л, в Нрисивашье до 25—
90 г/л. Повышенное содержание сульфатов (до 3000 мг/л) определяет
сульфатную агрессивность вод. Для грунтовых вод подов характерна
низкая минерализация (до 1 г/л) и гидрокарбонатно-кальциевый состав.
Морские и лиман и о-морские отложения слагают
древние морские террасы, современные пляжи, косы, пересыпи и «за-
405
Таблица 130
Прочностные свойства лессовых пород подов Сев. Причерноморья
	Минимальные значения		Средние значения		Средне минималь- ные значения	
Возраст пород	угол внут- реннего трепня, градус	сцеп- ление, 10* На	угол внут- реннего трения, градус	сисл- лемме, 10» Па	угол внут- реннего трения, градус	сцеп- ление, 10» Иа
Левобережье Днепра
Поздний плейстоцен—голоцен глины		24	0,55	28	0,64	26	0,60
суглинки 	 Ранний—средний плейстоцен	22	0,20	25	0,28	23	0,24
глины		20	0,53	24	0,66	22	0,60
суглинки 		20	0,16	25	0,40	22	0,28
Правобережье Днепра
Поздний плейстоцен—голоцен глины	 суглинки*		25 25	0,38 0,20	26 27	0,48 0,34	26 26	0,43 0,27
Ранний—средний плейстоцен глины		18	0,33	23	0,68	20	0,51
суглинки	•	.	21	0,23	26	0,38	23	0,31
Таблица 131
Показатели сжимаемости лессовых
оглеениых пород подов Сев. Причерноморья
Возраст породы	Нагрузка, 10» Па	Левобережье Днепра		Правобережье Днепра	
		модуль осадки, мм/м	компрессион- ный модуль общей дефор- мации, 10» Па	модуль осадки, мм/и	компрессион- ный модуль общей дефор- мации, 10» Па
Поздний плейстоцен—голоцен					
суглинки		1	9	55	10	51
	2	18	82	20	78
	3	24	102	25	103
	4	28	126	29	117
глины (14 л)		1	8	61		
	2	17	90		
	3	21	113		
	4	24	142		
Ранний—средний плейстоцен					
суглинки (47л, 32п)....	2	22	46	17	59
	3	34	60	27	72
	4	43	70	34	88
глины (18л, 17п)		2	7	135	17	G0
	3	11	176	26	74
	4	15	196	34	91
Примечание. В скобках дано <шсло определений; л — левобережье, п — правобе•
режье Днепра
406
Таблица 132
Основные показатели физических свойств делювиальных лессовых пород
голоценового возраста
	Породы	Показатели плястич- 11ОСТИ, %		Объемная масса, г/см’		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
		нижний предел	число пла- стичности	влажпой породы	скелета		
Супеси .				Т4<27)	1,56 ^(26)		7^(26)	8,7 “м(26)
Суглинки	средние 				1.69 оЛ5<2ъ)		2^(6)	^(26) 2,9' '
»	тяжелые . . .			1,72 ОТз(24)		^(24)	
Примечание. См. табл. 17.
сухи» (Присивашье). Чаудинские, дрсвнсэвксинские, узунларские, кара-
нагатскпс, новоэвксинские и древнечерноморские слои развиты на ло-
кальных участках прибрежной зоны. Они выявлены на Керченском п-ове
(мыс Чауда, район Узунларского и Чокракского озер и Др.), на север-
ном побережье Азовского моря и на других участках морской береговой
полосы. Морские отложения представлены разнозернистыми кварцевы-
ми песками с включением гальки и гравия, конгломератами, раковин-
ным детритом, известняками, галечниками, алевритами и глинами. Поч-
ти повсеместно они перекрыты эолово-делювиальными или делювиаль-
ными лессовыми породами мощностью 5—10 м и более.
Отложения голоценового возраста в пределах пляжей, пересыпей
и кос представлены преимущественно кварцевыми песками с ракушеч-
ным детритом, в Присивашье и по берегам лиманов — илами, суглин-
ками и глинами. В устьях ряда речных долин и балок они нередко за-
мещают слои аллювиальных отложений и переслаиваются с ними. Мощ-
ность морских и лиманно-морских отложений колеблется от 2 до 40 м.
Обводненность их слабая. Воды от соленых до рассолов хлоридного
натриевого состава. Лишь иа пересыпях и косах встречаются пресные
воды.
Аллювиально-делювиальные отложения голоце-
нового возраста развиты на склонах н дне балок. Они представ-
лены суглинками, реже супесями и глинами, встречаются маломощные
прослои песков (0,2—0,3 м), галька и слабоокатанные обломки мест-
ных коренных пород. Мощность отложений обычно колеблется в пре-
делах первых метров, местами достигая 10 м и более. Прочностные
свойства пород приведены в табл. 133.
Из-за слабой водоотдачи эти породы характеризуются низкой во-
дообпльностыо. Воды от пресных до соленых, со сложным ионным н ка-
тионным составом. Присутствие аммиака и азотной кислоты свидетель-
ствует об их поверхностном загрязнении. От верховьев к устью речных
долин и балок и условиях постоянного испарения в грунтовых водах
увеличивается содержание сульфатов и хлоридов н возрастает степень
нх агрессивности — от неагрессивных до сульфатно-агрессивных.
Эоловые отложения голоцена распространены на I над-
пойменной террасе и более древних, сложенных с поверхности песка-
407
Таблица 133
Прочностные свойства аллювиально-делювиальных отложений
Породы	Минимальные зна- чения		Средние аначепня		Средне-минимальные значения	
	угол внут- реннего трепня, градус	сцепление, 10е Па	угол внут- реннего трения, градус	сцепление, 10» Па	угол пнут- ренвего трения, градус	сцепление, 10» Па
Суглинки		20	0,12	24	0,27	22	0,20
Глины		22	0,30	24	0,34	23	0,32
ми, в долинах Днепра, Ю. Буга, Днестра, Дуная и других рек, а так-
же на песчаных морских пляжах, пересыпях и косах. По составу это
тонко-, мелко- и срсднсзсрнистые отсортированные пески мощностью от
1—1,5 до 8—13 м. Перевеянные они во многих местах образуют дюны
высотой от 2 до Юм (древняя дельта на левобережье Днепра, Жебри-
якские «гринду» в устье Дуная и др.). Водообильность этих отложений
крайне незначительная. Воды в основном пресные, хлоридно-гидрокар-
бонатные натриевые.
Гидрогеологические условия
Большое разнообразие и изменчивость литологического состава
осадочной толщи обусловливают сложные гидрогеологические условия
региона. Невыдержанность отложений в разрезе, частое чередование во-
досодержащих и водонепроницаемых пород предопределяют образование
большого числа водоносных горизонтов в четвертичных и неогеновых
отложениях. Питание грунтовых вод осуществляется за счет поступле-
ния подземных вод со стороны Украинского кристаллического массива
и за счет атмосферных осадков. Последние приходятся в основном на
весну и осень, составляя на отдельных участках до 40 мм в год. В юж-
ных районах инфильтрация атмосферных осадков через толщу лессо-
видных суглинков возможна лишь в зимний период, так как в остальное
время года влажность пород в зоне аэрации меньше максимальной гиг-
роскопической влагоемкости. Более благоприятные условия для инфиль-
трационного питания на склонах речных долин, где мощность лессового
покрова незначительна.
Строительство Каховского водохранилища и мощной оросительной
системы резко изменили гидрогеологические условия на прилегающей
территории. Создание водохранилища привело к возникновению филь-
трационного потока в обход плеч плотины, проходной фильтрации по
породам неогена из водохранилища в Черное море и Сивашский залив,
а также — к перераспределению отметок зеркала грунтовых вод и пье-
зометров. Предполагается, что стабилизация новых условий наступит
к 1980 г. Ширина полосы проходной фильтрации должна составить до
50 км, а поступление воды из водохранилища в горизонты достигнет
16,4 млн. м3 в год. Подъем уровня грунтовых вод в результате под-
пора водохранилища составит до 5—10 м.
Грунтовые воды в естественных условиях, сохранившиеся на ло-
кальных участках, залегают на глубине от 1 до 20 м и глубже. На боль-
шей же части территории под влиянием мелиорации режим грунтовых
408
вод претерпел значительные изменения. На левобережье Днепра в при-
легающей к оросительным каналам зоне шириной 1—2 км на террасах
и 0,2—0,4 км на лессовой равнине амплитуда колебаний уровней грун-
товых вод соответственно составляет до 2,5 и до 4,1 м с максимумом в
июне—июле, т. е. в период интенсивного полива, причем число пиков
связано с периодичностью последних. Выклинивающиеся на дневную по-
верхность грунтовые волы заболачивают значительные площади полез-
ных земельных угодий. Соотношение уровней грунтовых вод и пьезомет-
рических уровней водоносных горизонтов неогена показывает, что про-
исходит движение подземных вод к Черному морю и к долинам рек, а
также переток воды из вышележащих горизонтов в нижележащие.
В прибрежной полосе шириной до 70—80 км наблюдается нисходящее
перетекание из четвертичных и понтических отложений в породы меоти-
са и восходящие — из верхпе- и среднесарматских. Химический состав
и минерализация подземных вод закономерно изменяются с северо-за-
пада на юг, что определяется не только изменением мощности зоны ин-
тенсивного водообмена, но и степенью расчлененности рельефа и выра-
жается в повышении минерализации и переходе гидрокарбонатных вод
в сульфатио-хлорилные и хлоридные натриевые.
Современные геологические процессы
Разнообразие физико-географических условий, значительная фаци-
ально-литологическая изменчивость неогеновых и четвертичных пород
предопределяют многообразный комплекс процессов, с неодинаковой
интенсивностью проявляющихся в различных частях региона.
Оползневые процессы наиболее интенсивно развиты в бере-
говой полосе Черного моря (Одесско-Черноморский район), где к запа-
ду и востоку от Одессы зона морского берега протяженностью более
120 км и шириной 2—6 км охвачена оползневыми деформациями, в про-
цессе которых обычно происходит вертикальное оседание отколовшихся
от коренного склона массивных блоков пород с одновременным их гори-
зонтальным смещением в сторону моря. Преобладают здесь ступенча-
тые оползни выдавливания по понтическим и мэотическим глинам. С по-
следними связаны наиболее крупные по объему перемещения оползне-
вых масс с образованием запрокинутых в сторону коренного склона сту-
пеней и гряд выдавливания в прилегающей к суше акватории моря.
В сферу захвата оползневых масс, распространенную на глубину 30—
45 м, вовлечены лессовые породы, красно-бурые глины и понт-мэотиче-
ская глинисто-карбонатная толща. Максимальная ширина отдельных
оползней достигает 2000 м, длина колеблется от 1,5 до 177 м, а ампли-
туда вертикального смещения — 0,25—17 м. Возникновение и развитие
оползней данного района обусловлено совместным и одновременным
влиянием структурно-литологического, климатического, геоморфологи-
ческого, гидрогеологического факторов и абразии. В береговой полосе
Азовского моря оползни связаны с интенсивной абразией. Морфологиче-
ски здесь выделяются ступенчатые оползни выдавливания с запроки-
нутыми в сторону коренного склона ступенями и оползни-потоки, кото-
рым сопутствуют обвалы верхней части крутого, обрывистого склона.
Смещение оползневых масс происходит по плоскостям скольжения в
красно-бурых и древнеэвксинских глинах. На западе Тарханкутского
п-ова (равнинный Крым) своеобразен участок Джангульского оползне-
вого побережья (южнее Чериоморска), где абразионный размыв вызы-
вает оползание блоков известняково-мергелистых пород сармата на сар-
409
матских же глипах, поверхность которых наклонена к морю и служит
плоскостью скольжения. Длина оползневой полосы здесь 4—5 км, ши-
рина 200 - 500 м. Морфологически оползни выражены огромными сме-
шенными монолитными известняковыми блоками, глыбовыми нагромож-
дениями, террасовыми структурными ступенями, часто запрокинутыми
в сторону от моря, пирамидальными башнями, выступающими в море
изолированно скалами-останцами и другими формами. В полосе мор-
ского берега Керченского п-ова выделяются оползневые участки
(Опукский, Такыльский и др.), на которых по неогеновым глинам сме-
щаются неогеновые известняково-глинистые и четвертичные лессовые
породы. Местами оползни достигают длины 1 км при ширине до не-
скольких сот метров. Их развитию способствуют абразия и подземные
воды. На склонах речных долин и балок Северного Причерноморья
встречаются разнообразные морфогенетические типы оползней — сту-
пенчатые, древние оползни выдавливания (правобережье р. Молочной
и др.), фронтальные (правобережье Днестровского лимана), оползни-
потоки (на крутых берегах озер-лиманов Ялпуг и Кагул, в долинах
Бол. Куяльника, Тилигула, Кодымы и др.), но чаще всего они выражены
оползневыми полуцирками. Последние могут развиваться в бортах глу-
боких котлованов, выемок, ирригационных каналов и др. Основная мас-
са этих оползневых деформаций представлена лессово-суглииистыми
породами, смещающимися по плоскостям скольжения в красно-бурых
глинах, но в ряде мест ими охвачены и более древние глубоко залегаю-
щие толщи — известняки понта (долины Молочной, Тилигула, Ю. Буга
и др.) и левантийские (крайний юго-запад региона) песчано-глинистые
отложения.
Эрозионные процессы (линейный, струйчатый и плоскост-
ной размыв) имеют повсеместное развитие, наиболее интенсивно прояв-
ляясь в северо-западной части Северного Причерноморья, где глубина
вреза гидрографической сети достигает 120—140 м, горизонтальное рас-
членение составляет 1,2—1,5 км/км2 и углы наклона склонов превышают
3°, а также на правобережных крутосклонных участках долин Днестра1,
ГО. Буга, Днепра и др. На северо-западе Причерноморья интенсивному
эрозионному размыву подвержено около 30% территории. В зоне мор-
ских берегов абразионного типа, сложенных лессовыми породами, обыч-
но развиты короткие овражные врезы. Небольшая их протяженность
объясняется равнинностью прилегающей к морю территории и незначи-
тельным сс превышением над его уровнем.
Процессам карстообразования подвержена толща неогено-
вых кавернозно-слоистых известняков Северного Причерноморья (рай-
оны Каховского водохранилища, Одессы, Побужья и др.) и равнинного
Крыма (южная часть и Тарханкутский п-ов), залегающих ниже базиса
эрозии. Преимущественное развитие имеет глубинный карст — много-
численные каверны и трещинные полости, через которые идет поглоще-
ние атмосферных осадков, особенно значительные на Тарханкутском
п-ове, где известняки во многих местах перекрыты небольшим по мощ-
ности элювиальным суглинисто-щебнистым слоем или выходят на днев-
ную поверхность.
Абразионные процессы значительно разрушают морские
берега. На северном побережье Черного и Азовского морей преоблада-
ют абрадируемые берега с активным клифом, сложенным преимущест-
венно лессовыми породами, а в основании многих участков — красно-
бурыми глинами (Дунай—Днестр), терригепно-карбонатными (Одес-
ский район и др.) и песчано-глинистыми породами (Азовское побе-
режье). В Ильичевеко-Одесском районе и некоторых других участках
410
морского побережья абразия взаимосвязана и взаимообусловлена с
развивающимися в этой полосе оползневыми процессами. Берега абра-
дируются при нагонных явлениях морских вод, вызываемых ветрами
северо-восточных (район Днестровского лимана), юго-восточных (район
Одессы) и южных (район Очакова) румбов (Зенкович, I960). Особенно
интенсивно этот процесс проявляется во время штормов. Абразия берега
в Днестровско-Дунайском районе достигает 1—2 м, в Ильичевско-Одес-
ском — 0,93 м, в Днепровско-Перекопском — до 1 м (па отдельных
участках достигает 2—3 м) и на северном побережье Азовского моря —
от 0,5—1 м до 2—2,5 м в год. В Западно-Присивашской береговой по-
лосе в условиях мелководного Каркинитского залива проявление абра-
зии ослаблено. Подвержены абразии высокие обрывистые, сложенные
карбонатными породами, берега Тархапкутского полуострова. Для них
характерен ступенчатый профиль (различная устойчивость известня-
ков), абразионные пиши и карнизы, каверны и каррообразовапие (раст-
воряющее воздействие морской воды).
ГЛАВА 21
ПЕЧОРСКАЯ СИНЕКЛИЗА
Печорская синеклиза представляет собой крупную отрицательную
структуру площадью около 300 тыс. км2, открытую в сторону полярного
бассейна и ограниченную складчатыми сооружениями Урала и Тимана.
В орографическом отношении — это слабоувалистая заболоченная рав-
нина, повышающаяся к горному обрамлению, осложненная «дармовы-
ми» поднятиями (положительными морфоструктурамн, сложенными
палеозойскими породами). Преобладающие абсолютные отметки поверх-
ности 120—160 м, максимальные — па грядах (до 250 м), минималь-
ные — на лайдах Печорского моря (1—2,5 м). Рельеф отражает слож-
ную историю развития региона, начиная с момента образования рифей-
ской платформы, но определяющую роль в его формировании сыграл
новейший этап ее геологического развития. Неоднократные трансгрес-
сии полярного бассейна, шельфовые и материковые оледенения, проте-
кавшие на фоне интенсивных и дифференцированных неотектонических
движений, способствовали широкому развитию эрозионно-аккумулятив-
ных процессов, сформировавших серию политеистических поверхностей
выравнивания. Наиболее молодые из них образуют ступенчатые (ярус-
ные) равнины с абсолютными отметками поверхности 130—180, 70—120
и 30—60 м. Равнины расчленены глубокими речными долинами (100—
120 м) и осложнены на севере структурно-аккумулятивными грядами-
мусюрами высотой до 30 м. Морфометрия речных долин определяется
структурно-тектоническим планом пересекаемых нми участков.
Гидрографическая сеть региона принадлежит бассейну Печоры, за
исключением нескольких рек, впадающих в Печорское море. Реки от-
носятся к равнинному типу и только в предгорной части и на участках
прорыва грядовых структур приобретают полуторный характер. Для
них характерны высокие весенние половодья (у Печоры до 11 м) и низ-
кая зимняя межень, что связано с преобладающим питанием их талы-
ми водами. Средние многолетние модули стока для притоков, текущих
с Урала, составляют 15—30 л/с, для рек Большеземельской тундры они1
снижаются до 6—9 л/с. Русла рек изобилуют песчано-галечными пере-
катами, отличаются непостоянством фарватера и резкими перепадами
глубин. В северной части низменности расположено большое число озёр;
<11
Наиболее крупные реликтовые озера площадью до нескольких сотен
квадратных километров развиты иа морских аккумулятивных равнинах,
а небольшие термокарстовые — приурочены к областям развития гли-
нистых пород и торфяников в-зоне многолетней мерзлоты.
Регион характеризуется четкой природной зональностью, определя-
ющей направленное изменение основных климатических характеристик
и смену растительных зон с северо-востока на юго-запад. Такая ориен-
тировка зон является следствием отепляющего влияния Атлантики. Кли-
мат региона континентальный со среднегодоиыми температурами возду-
ха от —2Э на юге до —6—7° на севере. Температурный режим летнего
периода определяется в основном радиационным балансом. В зимний
период роль его уменьшается и изменение температуры приобретает
широтное направление, что обусловлено адвекцией тепла с Атлантики.
Близость Арктики вызывает резкое похолодание и снижение температу-
ры зимой до —55°. Водный баланс региона положительный, приводящий
к избыточному увлажнению территории и развитию процессов заболачи-
вания и торфообразования. Среднегодовое количество осадков возрас-
тает в южном направлении от 300 до 600 мм, причем около 65% из пих
приходится на летний период. Климатические условия региона опре-
делили характер растительного покрова и развитие процесса почвооб-
разования. На севере низменности обширные пространства заняты ер-
ннковой тундрой, к югу сменяется лесотундрой с елово-березовым редко-
лесьем. С этими зонами связана область развития маломощных глеево-
подзолистых и торфяно-болотных почв. Всю остальную часть региона
занимает подзона северной тайги с преобладанием темнохвойных лесов
с участками сосновых боров в местах развития песчаных отложений.
Здесь широко распространены болотные и глеево-подзолистые почвы, в
долинах рек — аллювиальные дерново-подзолистые.
Отличительной особенностью природных условий региона является
широкое развитие в его северной части многолетпемерзлых пород (се-
вернее широты г. Инта — устье р. Шапкина). Мощность многолетне-
мерзлой толщи возрастает в северном направлении от нескольких мет-
ров близ ее южной границы до 60—150 м на широте Воркуты и до 400—
500 м в верховьях бассейнов рек Адзьвы и Коротаихи, где, вероятно,
развит реликтовый горизонт многолетнемерзлых пород.
Печорский регион является единственным в пределах Русской плат-
формы, где выделяются все четыре мерзлотные подзоны: сплошного,
слабопрерывистого, островного и редкоостровного распространения *.
Мощность слоя сезонного промерзания изменяется от 0,5 до 3 м с об-
щей тенденцией к снижению в южном направлении. Сезонное протаи-
вание грунтов продолжается от конца мая до начала октября и про-
текает со средней скоростью от 0,8 до 1,6 см/сут (Геокриологические
условия, 1964). В тундровой зоне протаивание грунтов колеблется от 0,4
до 2,5 м: для торфов — 0,4—0,6 м, для суглинков — 1—2 м, для пес-
ков — 1,8—2,5 м. В подзонах лесотундры и северной тайги глубина про-
таивания возрастает до 1,5 м для торфов и до 2,5 м для суглинков.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Печорская синеклиза в геотектоническом отношении представляет
собой сложное гетерогенное образование, приуроченное к шовной зоне
Русской платформы и Уральской геосинклинали, которое в конце палсо-
* Основные вопросы формирования многолетнемерзлых пород рассмотрены под-
робно в разделе 1.
412
зойской эры было вовлечено в область Прсдуральского краевого про-
гиба. Такое структурное положение региона предопределило своеобра-
зие слагающих его отложений (рис. 63, 64). Палеозойские отложения,
образуют нижнюю часть осадочного разреза синеклизы, относящую-
ся к каледонскому структурному этажу и большей части герцинского,
и подстилаются метаморфическими породами рифейского складчатого
фундамента. Исключение составляют зоны положительных структур,
где породы терригенно-карбонатной и карбонатной формаций силура и
нижней перми вскрываются эрозионными врезами. Здесь они представ-
лены известняками, доломитами, мергелями с подчиненными прослоями
аргиллитов и песчаников.
Породы, слагающие верхнюю часть герцинского структурного эта-
жа, залегают преимущественно на больших глубинах и не изучены в
инженерно-геологическом отношении. Исключение составляют только
угленосные отложения Печорского бассейна, вскрытые горными выра-
ботками при разработке угольных месторождений, и образования тер-
ригенной красноцветной формации поздней перми — триаса, завершаю-
щие разрез этого этажа. Породы угленосной формации широко
распространены в пределах Печорского угольного бассейна и залегают
на глубине от нескольких метров до 200 м. Мощность их обусловлена
интенсивностью прогибания отдельных зон (ванн) Предуральского
краевого прогиба и колеблется от 1900 до 5500 м. Слагающая формацию
толща представлена циклическим переслаиванием песчаников п алевро-
литов с подчиненными им аргиллитами и пластамп каменного угля.
В ее верхней половине широко развиты конгломераты. Вся толща отли-
чается фациальной неоднородностью с замещением и выклиниванием
литологпческпх разностей на глубину первых десятков метров. Наиболь-
шей выдержанностью по простиранию отличаются угольные пласты.
Нижняя часть толщи собрана в ряд сложных складок северо-восточного
простирания, осложненных сбросами с амплитудами смещения от 20 до
600 м. Породы трещиноваты до глубины 40—50 м. Интенсивность тре-
щиноватости последовательно снижается от углей к аргиллитам, алев-
ролитам и песчаникам. В разрезе формации преобладают песчаники. Их
прочностные свойства во многом зависят от состава цемента (табл. 134,
135). Наибольшей прочностью обладают песчаники с известковистым
цементом, меньшей — с хлоритовым и самой низкой — с глинистым
цементом. Они обычно представлены средне- и мелкозернистыми разно-
Таблица 134
Основные показатели физических свойств пород угленосной формации
Воркутинского угольного бассейна
(по Ю. И. Калимову, 1969)
Породы	Объемная мас- са, г/см*	Пористость, %	Естественная влажность, %
Песчаники		2,67	77(й”	8,0 1,7 ™
Алевролиты		2,60 о:о7 <“>		12,6 <ет)
Аргиллиты 			2,57 о.п (48>	%™	14,6 “Г7-(31) о,0
Пр имечание. См. табл. 17.
413
Рис. 63. Схематическая карта формаций доплиоцеповых и геолого-генетических типов
к комплексов плиоцен-четвертичиых отложений Печорской синеклизы.
Геолого-генетические типы и комплексы плноцен-чегвертнчпых отложений: 1 — аллю-
виальные и эстуарно-морские голоценовые (a, am IV); 2 — морские голоценовые (mlV);
3 — морские, эстуарио-морскне, озерно-аллювиальные и аллювиальные верхиеплейсто-
цеиовые (m.am.la, а III А — о$); 4 —морские, эстуарло-морскис, озерио-аллювиальиые^
казанцевские (т,ат, la III kz); 5 — озерные, озерно-аллювиальные срсднс-всрхнеплей-
стоцеповые (1,1а, 11 т — III mk); 6 — морские (вашуткинский, mllm); 7 — озерно-ал-
лювиальные: а — срелнеплейстоценовый (la III—od); б — падимейркий (laNt—Qi);
8 — ледово-морские и ледниково-морские «морсноподобиые»- а — роговский
(mg lid — т) и б — паднмейский (mg Nt - - Qt); 9 - - морские: а - паднмейский
(mNt—Qi) и б — колвинский (mN2). Формации: 10—11 терригенная сероцветная
лагуиио-морская соответственно средней юры </а> и поздней юры — мела (Лз—X);
стями с массивной или грубослоистой текстурой, залегают пластами и
пачками мощностью 20—30 м. Алевролиты полимиктовые состоят из
угловатых, реже слабоокатапных обломков горных пород, зерен кварца,
полевого шпата и других минералов и карбонатного, хлоритового или
9юинмтае
Печорой fl
грнди
Гряда KvtrbHf-Ptewi&uu	Урал
Черпми прогиб
Рис 64. Схема взаимоотношения формаций и комплексов доплиоценовых и плио-
цен-четвертичных отложений Печорской синеклизы.
Условные обозначения см. рис 63
глинистого цемента. Аргиллиты представлены тонкой однородной смесью
глинистого каолиноподобпого вещества, микрочешуйчатого хлорита и
скрытокристаллического карбоната с примесью органических остатков
(до 20%) и угловатых зерен кварца. Они отличаются хорошо развитой
Таблица 135
Основные воказатели прочностных и деформационных свойств пород угленосной
формация Воркутинского угольного бассейна
(по Ю. Н. Калимову, 1969)
Породы	Угол внут- реннего трения, градус	Сцепление, 10» Па	Коэффи- циент Пуассона (динами- чески Л)	Модуль Юнга (ди- намичес- кий), 10» Па	Временное сопротив- ление рас- тяжению, 10» По	Временное сопротив- ление раз- давлива- нию, 10» Па
Песчаники		35 —(60)		0,26 о-/60’	3.50, „	“35-(6О)	932 _
Алевролиты 		45 —(59)		0,27	2,86	72 v(60>	670 Й1(6О>
Аргиллиты		35 —(49)	139, „ ~(49) 46	0,27	2,40 Й5'23’	55	556 777(52) 1ОО
Примечание. См. табл. 17.
трещиноватостью, в связи с чем их прочностные свойства колеблются
в широких пределах. Каменные угли имеют массивное сложение и весь-
ма неравномерную прочность; разбиты многочисленными трещинами
кливажа. В отдельных месторождениях (Хальмсрюское) некоторые
12 —терригенпая красноцветная континентальная поздней перми — раннего трнаса
(Р<м—Tt); 13 — угленосная перми (Р); 14 — терригенно-карбонатиая и карбонатная
силура — ранней перми (S—Pid); 15 — абразионный береговой уступ казаицевской
(бореальной) трансгрессии; 16 —гряды, сложенные, палеозойскими породами; 17 — гра-
ницы комплексов плиоцен-четвертичных отложений; 18 — границы формаций (а)
и комплексов (б) дополиоценовых отложений
415
угольные пласты перемяты до порошкообразного состояния. Прочност-
ные свойства углей изменяются в широких пределах. Так, в пачках с
нарушенной структурой предел прочности углей на сжатие 10-105—
20-105 Па, в то время как для ненарушенной породы он возрастает до
150-105—230-105 Па.
Обводненность пород формации в связи со сложным тектоническим
строением (зоны дробления) крайне непостоянна и изменяется по пло-
щади и по разрезу. Наиболее водоносны породы до глубины 100—150 м.
Водоносность их характеризуется водопритоками в стволы шахт от 6
до 255 м3/ч (Гоноблиев и др., 1973). По химическому составу подзем-
ные воды в основном гидрокарбонатные кальциевые и натриевые, а по
степени минерализации — пресные (0,2—0,3 г/л). По отношению к бе-
тону воды пе агрессивны.
Терригенная красноцветная формация объединяет от-
ложения верхней перми и триаса. Породы формации пользуются повсе-
местным распространением и вне зоны мезозойских трансгрессий зале-
гают на глубине менее 100 м. В пределах положительных структур и
южной приподнятой части Верхнепечорской впадины вскрываются в
эрозионных врезах рек. В разрезе формации довольно четко выделяют-
ся две пачки: нижняя преимущественно псстроцветная и верхняя крас-
ноцветпая. Обе пачки состоят из переслаивающихся алевролитов и пес-
чаников с подчиненными прослоями мергелей и конкреционных извест-
няков. В Большесынинской впадине отмечается появление углисто-гли-
нистых сланцев, глин и маломощных прослоев бурых углей. В вещест-
венном составе порол наблюдается общая тенденция к увеличению их
дисперсности в западном направлении с удалением от горных сооруже-
ний Урала. Мощность отложений изменяется от 150—550 м на подняти-
ях до 6—7 км в зоне Предуральского прогиба. Местами (Седуяхинское
поднятие) осадки формации полностью размыты. Физические свойства
алевролитов и глин изучены только в с. Усть-Воя. Обобщенные показа-
тели приведены ниже.
Глины Алевролиты
Показатели пластичности, % нижний предел		28	(60)	21	/261
	3 19		з (2С) 16 	
		(60)	
число пластичности ....			
	5		-	(26) 4
Объемная масса, г/см*	2,23	(60)	2,32 „
влажной породы		0.20		оЛГ(58>
	1,97	(60)	2,12 „
скелета 		0,20		
	0,39	(60)	0.30 „
Коэффициент пористости, % . .	0,10		0.10 (32>
Естественная влажность, % . •	13	(60)	10
	5		л (59) 4
Глины достаточно плотные и слабодеформируемые. Относительное
сжатие их при давлениях 2-Ю5 и 4-10s Па соответственно составило
0,92 и 1,92%, а сдвигающее усилие при таких же давлениях —
416
1,13-105 и 1,53- 10s Па. Более полная инженерно-геологическая характе-
ристика пород этой формации приводится в главах 13 и 14.
Водообильность пород формации непостоянная, что объясняется
фациальной изменчивостью слоев по простирапию. Расходы родников
составляют 0,1—2 л/с. До глубины'60 120 м воды гидрокарбонатныс
кальциевые с минерализацией 0,2—0,4 г/л обладают, как правило, вы-
щелачивающей агрессивностью по отношению к бетону.
Альпийско-киммерийский структурный этаж сложен породами тер-
ригенной сероцветной л а гу н н о-м о р с к о й формации,
включающей в себя отложения юры и мела. Ее осадки слагают верхи
мезозойского разреза региона и перекрыты чехлом новейших отложений
мощностью от десятков метров до 200 м, выходят па поверхность в эро-
зионных врезах (см. рис. 63). В составе формации выделяются два
комплекса. Нижний среднеюрский представлен преимущественно пес-
ками с подчиненными прослоями глин, алевритов и песчаников. Верхний
верхнеюрский — меловой, сложен глинами и алевритами с прослоями
известняков и глауконитовых песков. В основании верхнего комплекса
в Косью-Роговском прогибе залегают конгломераты, сменяющиеся
к верхам разреза песчаниками, алевролитами и глинистыми опоками,
а иногда опоковидными песчаниками. Суммарная мощность этих
комплексов 400—700 м с общей тенденцией нарастания в восточном и
северо-восточном направлениях. Литологические характеристики пород
обоих комплексов близки между собой и поэтому рассматриваются сов-
местно.
Глины плотные, часто известковистые, слюдистые, или глауконито-
вые, слоистые образуют пласты и пачки мощностью от 1 до 45 м. Их
физико-механические свойства изучены в районе с. Усть-Ижма и при-
ведены в табл. 136, 137.
Пески кварцевые и полимиктовые, мелко- и среднезерпистые. В гра-
нулометрическом составе срсдпеюрских песков (район Ухты) преобла-
Таблица 136
Основные показатели физических свойств глин терригенной лагунно-морской формации
Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/си*		Коэффициент пористости	Естественная влажность
нижний пре- дел	число пластич- ности	влажной по- роды	скелета		
26 -=-(58) О	33 -Т-(56) О	-^(58) 0,10 ' 7	1,59 0.10 (68>	0,72 —^—(58)	~т(58)
Таблица 137
Показатели прочности и деформационных свойств глии
терригенной лагунно-морской формации
Сдвигающие усилия, 140» Па при нормальном давлении		Относительное сжатие. % ирн нор- мальном давлении	
ыо» Па	3-10» Па	Ы0« Па	2-10» Па 0.69 о.« <м»
	2,05 „ 0,08 ,20)	0,17 -^-(13) 0,14 V '	
417
даст фракция 0,25—0,10 мм — 40—50%, фракции 0,15—0,25 мм содер-
жится 30—40%, фракции менее 0,1 мм - всего 10—15%, а тонкодиспсрс-
пой составляющей — не более 3—4%. Мощность песчаных пачек изме-
няется от 0,5 до 30 м. Песчаники кварцевые, нередко опоковидные,
разнозернистые массивные, с базальным опаловым, глинистым, местами
карбонатным цементом. Различная степень литификации и выветрелости
песчаников определяет различие их физических и прочностных свойств.
Объемная масса скелета изменяется от 1,27 до 1,50 г/см3, пористость —
от 39 до 48%, временное сопротивление раздавливанию — от 150-10’
до 250-105 11а. Конгломераты состоят из хорошо окатанной гальки
кремнистых слайдов, кварца и песчаников, сцементированных глинис-
тым цементом.
Наибольшей водообильиостью обладают среднеюрские пески и
верхнемеловые конгломераты и песчаники. Химический состав подзем-
ных вод гидрокарбонатный кальцисво-магниевый с минерализацией от
0,02 до 0,7 г/л. Воды обладают выщелачивающей агрессивностью по
отношению к бетону.
Верхнеальпийский структурный этаж сложен морскими и континен-
тальными осадками позднего плиоцена — голоцена, образующими
150—200-мстровую толщу, которая по существу определяет инженерно-
геологические условия региона. Накопление их связано с позднеальпий-
ским этаном геологического развития региона, характеризующимся со-
четанием неоднократных трансгрессий Арктического бассейна с эпоха-
ми материковых оледенений в условиях чрезвычайно динамичного тек-
тонического и климатического режимов.
Ледниковые, ледниково-морские и ледово-мор-
ские отложения срсдне-поздисплейстоценового воз-
раста образуют пространственно единую толщу, сменяя друг друга с
юга на север. Строение этих отложений было подробно изучено
в ряде районов Большеземельской тундры, в Приуралье и в долине
Печоры.
Ледово-морские образования отличаются пластовым характером за-
легания и наличием выдержанных маркирующих юризонтов. Характер-
ным является также субгоризоитальнос положение подошвы этих отло-
жений в пределах широтного отрезка долины Печоры. Мощность их
изменяется от 30 до 70 м в зависимости от рельефа. Представлены они
преимущественно глинистыми породами мореноподобного облика, со-
держащими мелкую гальку и гравий. По содержанию глинистой фрак-
ции (в среднем 30%) эти породы классифицируются как глины. Однако
но числу пластичности большую часть из них следует относить к су-
глинкам.
Ледниково-морские и ледниковые отложения близки по условиям
залегания и составу и различаются только по физическим свойствам.
Мощность отложений достигает 35—50 м. Внутреннее строение этих
толщ еще не достаточно ясно. По имеющимся данным его можно оха-
рактеризовать как сложно линзовиднос с нечеткими границами между
двумя основными разностями слагающих их пород — валунными су-
глинками н валунными супесями, представляющими собой грубые плот-
ные породы, сходные с типичными моренными отложениями Русской
равнины (табл. 138).
Характерной особенностью является закономерное изменение фи-
зических свойств этих пород с севера иа юг. В этом направлении увели-
чивается объемная масса породы, снижаются значения числа пластич-
ности, пористость и влажность (табл. 139). В естественном состоянии
все рассматриваемые породы имеют твердую или полутвердую консис-
418
Таблица 138
Показатели основных физических свойств ледово-морских, ледниково-морских
и ледниковых отложений
Пункт опробования н породы	Показатели плас- тичности, %		Объемная масса, г/см* *		Коэффи- циент по- ристости	Естест- венная ’ влажность, %
	НИЖНИЙ предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета		
	Ледово-морские отложения					
с. Шелья-Юр, супеси . . .	-у(Ю)	-у(’О)	2,27 -^-(10)	2,05 м/,0>	^(Ю)	“Т(1о)
Там же, суглинки		-у(57)	-у (67)	2,22 -^-(57)	1,98 йо'6?>	^(57)	-у(»>
Там же, глины			20 , ~т<8>	2,10 -^-(8)	1,78, оТо<8>	^(8)	
с. Гарево, глины		-у(1б)	20 —(16)	%™	1,80 ч	0,53 оло"6'	-^-(16)
Ледниково-морские н ледниковые отложения
Усть-Воя*		-у (92)	-у(92)	2,20 оТо(92>	1,95		"Т(92>
с. Покча*		-у(69)		2,22	1,96,„ о,Т6<э>		-у (69)
Там ate*		-у(86)	6 —(86)	2,28 <П5<86)	2,08 0—о(86)	0,30	-у(86)
Район г. Воркуты		-у(32)		2,04 ojo(32)		0,61 0J0<32)	-з-(32>
Там же		^<0		0,10(6>		^(61 0,10(б)	
Примечание. См. табл. 17.
* Отложения находятся в многолетнемерзлом состоянии.
тенцию и отличаются высокими прочностными и деформационными ха-
рактеристиками (табл. 140).
В северных районах депрессии (севернее широтного отрезка доли-
ны Печоры) отложения комплекса находятся в мпоголетпемерзлом со-
стоянии. Мерзлые суглинки и супесн характеризуются повышенной
влажностью, в результате чего снижается их плотность и изменяются
другие физические свойства. При этом существенное значение имеет
криогенная текстура породы. У мерзлых суглинков с массивной тексту-
рой влажность обычно составляет 13—17% и незначительно отличает-
ся от влажности в талом состоянии. При оттаивании эти грунты приоб-
ретают твердую н полутвердую консистенцию. У пород со слоистой и
слоисто-сетчатой текстурой влажность увеличивается до 20—25%. При
оттаивании они переходят в мягко- и текуче-пластичпое состояние (Аки-
мов, 1961).
Специфическими особенностями отличаются склоновые отложения
мореноподобного облика, развитые па широтном отрезке долины Печо-
419
Таблица 139
Пространственные изменения физических свойств пород ледникового комплекса
Пункт опробования	Число пластич- ности, %	Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влажность, %
		влажной породы	скелета		
с. Гарево		11.7	2,15	1,87	0,45	15,7
с. Шелья-Юр		10,3	2,18	1,92	0,39	14,1
с. Усть-Воя		10.0	2,22	1,98	0,37	12,2
с. Покча		8,7	2,24	2,02	0,37	12,8
ры. Они характеризуются локальным распространением, приурочены к
определенным участкам склонов, сложенным ледово-морскими глинами
и залегают в виде шлейфов, спускающихся с коренного берега на более
низкие элементы рельефа. Отличительной чертой этих образований яв-
ляются низкие показатели сопротивления сдвигу: коээффициент внутрен-
него трения при сцеплении 0,9-105 Па снижается до 0,02. При этом их
физические свойства практически остаются такими же, как у ледово-
морских глин в коренном залегании.
Ледниковые, ледниково-морские и ледово-морские отложения прак-
тически безводны или слабо водообильны. Это объясняется небольшой
мощностью водоносных прослоев и спорадичностью их распростране-
ния. Верхняя выветрелая часть мореноподобных отложений содержит,
как правило, небольшое скопление грунтовых вод типа верховодки. Ми-
нерализация вод колеблется от 0,1 до 1 г/л, реже до 1,5 г/л. Химический
состав вод пестрый: встречаются воды гидрокарбонатные магииево-
кальцисвые, сульфатпо-гидрокарбонатныс. В большинстве случаев онн
не агрессивны к бетону.
Аллювиальные и озерно-аллювиальные отложе-
ния плиоцен — раннеплейстоценового и среднеплей-
стоценового возраста представлены разновозрастными пачками
погребенного аллювия в южной и центральной частях региона и их
озорно-аллювиальными аналогами севернее широтного отрезка долины
Таблица 140
Прочностные и деформационные свойства суглинков
Пункт опробования
		Относительное сжатие,
Угол внутреннего трения, градус	Сцепление, 10* Па	% при давлении
		2-10» Па	1	4-10» Па
Ледово-морские
с. Шелья-Юр ....	-у-(30)	0,5 -2“(30)	-5^(4)	-^-(4)
	22	0’92 _	0,02	0.08
Там же		—(24)	0.34 <“>	0.04 <”	0,01 <9>
Ледниково-морские и ледниковые
	19	0,30	1,10	1.83
с. Покча		-—(8)	-5“(в)	0,60 (6)	—’ (6) 0,90	7
Примечание. См. табл. 17.
420
Печоры. Эти отложения выполняют древние эрозионные врезы и широ-
ко распространены по площади только в Большеземельской тундре, со-
ответствуя границам древних озерно-аллювиальных равнин (см. рис. 63,
64). Глубина залегания пород изменяется от 5—10 м в современных реч-
ных долинах до 100 м в районах аккумулятивных водораздельных рав-
нин с общей тенденцией к нарастанию в северном направлении. Абсо-
лютные отметки их подошвы изменяются от —196 м в районе Нарьян-
Мара до +90 м в зоне Войского поднятия. Мощность отложений опре-
деляется их фациальной принадлежностью: для аллювия — 20—60 м,
для озерно-аллювиальных фаций — редко нревышаег 5—10 м.
Аллювиальные осадки представлены песчано-гравийно-галечными
породами. Для Средней Печоры (с. Покча и с. Усть-Воя) медианный
диаметр песков изменяется от 1,4 до 2,3 мм, уменьшаясь до 0,4 мм в ее
низовьях (с. Усть-Цильма). Коэффициент фильтрации аллювиальных
отложений варьирует от 2,5—6 м/сут в низовьях Печоры до 7—40 м/сут
в районе с. Покча. В естественном залегании физико-механические свой-
ства аллювиальных песков не изучались.
Озерно-аллювиальпые отложения представлены мелко- и тонкозер-
нистыми песками, суглинками и глинами, образующими невыдержанные
по разрезу слои и линзы. Глинистые породы отличаются заметным раз-
нообразием физических свойств в разных пунктах опробования, по в
большинстве случаев находятся в тугопластичной консистенции
(табл. 141). Прочность и деформационные свойства озерпо-аллювиаль-
ных суглинков изучены недостаточно. При исследованиях в с. Покча
(14 определений) относительное сжатие суглинков при нагрузках 2-105
и 4-105 Па составило соответственно 1,1 и 2,1 %.
Водообильность пород неравномерная. Воды пресные с минерали-
зацией 0,2—0,3 г/л, гидрокарбопатпые, кальциевые, реже натриевые,
часто обладают выщелачивающей агрессивностью по отношению к бе-
тону.
В составе озерных и озерно-аллювиальных отложе-
ний сред пе-поздпеплейс то ценового возраста, пользую-
Таблица 141
Основные показатели физических свойств озерно-аллювиальных отложений
плиоцена—среднего плейстоцена
Пувкт опробования	Показатели пластично- сти. %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная олажиость, %
	нижний предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета		
с. Покча с. Усть-Воя	->>	-у(13)	Суглинки						
			2,16 0J2 (,2> 2,06 »:,» (б°>	1,89 —		(12) 0,18 ' ' 1,69 ода		0,47 о.« <12> 0.62		^Г(,2)	
						0,10	(60)		
	26	25	Глииы 1,93	1,51		0,82		28	
с. Покча	——(60) Примечание.		—(60) См. табл. 17	0.06 (60>	0,10	•(60)	0,12	(60)		(60)
421
Таблица 142
Основные показатели физических свойств глинистых порол озерных
.и озерно-аллювиальных отложений средне-позднего плейстоцена
Пункт опробования и породы	Показатели пластич- ности. %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естествен- ная влаж- ность. %
	нижниА предел	число плас* тичности	влажной породы	Скелета		
с. Покча, супеси	-у(б0)	5 — (60)	2,06 W30’	1,75 о.ю <60>	0,54 0,10 (б0)	-у(60>
Район Воркуты, су- глинки		~(67)	2,04 0,10 (67)	1,68 оло <ет>	—	22 -r(67) О
с. Покча, суглинки	-у(51)		2,06	1,72 _ 0.10 <й>	0,57 оло <“>	20 „ -Г(53> 4
Примечание. См. табл. 17.
щихся широким распространением, преобладают супеси, суглинки и гли-
ны. Местами встречаются прослои мелкозернистых песков, иногда с гра-
вием и галькой. Мощность отложений изменяется от 20—30 м во впади-
нах роговского рельефа до 4—10 м за их пределами. Среди глинистых
пород преобладают суглинки, представленные пылеватыми разностями
с примесью органических включений. Среднее содержание глинистой
фракции составляет 17%, пылеватой — 55, песчаной — 28%. Физичес-
кие свойства пород приведены в табл. 142.
Породы комплекса находятся в талом и мерзлом состоянии. В под-
зонах сплошного и слабопрерывистого развития многолетнемерзлых
толщ они находятся в твердомерзлом состоянии со среднегодовой тем-
пературой ниже —2°. Влажность (льдистость) мерзлых суглинков по-
сравнению с талыми возрастает в 1,5 раза и нередко достигает 60%.
Соответственно увеличивается пористость и уменьшается объемная мас-
са скелета породы. Глинистые отложения характеризуются крайне из-
менчивым модулем осадки, который зависит от криогенного состояния
толщи. При давлении ЫО5 Па в оттаявших мерзлых суглинках модуль
осадки может изменяться от 11 до 307 мм/м, а при давлениях 2-10s и
4-10® Па будет достигать соответственно 3G0 и 400 мм/м. Большая
льдистость гл илистых пород привела к широкому развитию термокарс-
товых процессов в зоне их распространения, а пылеватый состав и вы-
сокая влажность — к возникновению процессов криогенного пучения.
В пространственном отношении основные характеристики глинистых по-
род довольно устойчивы. Можно отметить существенное опесчанивание
разреза в южной части региона (район Войской структуры), где пески
формируют весь разрез комплекса (табл. 143).
Породы комплекса южнее границы многолетнемерзлых пород спо-
радически обводнены. Воды ультрапресные и пресные с минерализацией
0,05—0,2 г/л, состав их гидрокарбонатный кальциевый, обладают обще-
кислотпой, реже выщелачивающей агрессивностью по отношению к бе-
тону.
Морские, эстуарно-морские, озерно-аллювиаль-
ные и аллювиальные отложения казанцевского (ми-
кули н с ко г о) возраста широко развиты в пределах региона и
формируют сравнительно маломощный (3—5 м, местами до 10—15 м)
422
Таблица 143
Гранулометрический состав озерно-аллювиальных песков
Пункт опробования	Размер фракций в мм, %				
	2—0,5	0,5—0.25	0,25—0,1	0,1—0.05	<0.05
Район с. Покча		0.8 ТТ(23>	>>	~(23)	19 —(23)	«о | <т. >4 ЬЭ СО
Район с. Усть-Воя		-^-(12) 1,3 к '	>>	~т<12>	4 —(12)	—
Примечание. См. табл. 17.
чехол казанцевской озерно-аллювиальпой равнины. Высотное положение
их весьма стабильно и характеризуется абсолютными отметками 60—
100 м, изредка достигая 120 м. Деформация поверхности молодыми тек-
тоническими движениями незначительна. Разрез отложений отличается
невыдержанностью, особенно в зоне эстуарно-морской седиментации.
Здесь он представлен всеми разновидностями глинистых пород (преоб-
ладают супеси), с линзами и прослоями мелкозернистых песков. В севе-
ро-восточной части региона (бассейн р. Море-ю) разрез существенно
опесчанивается и в его составе появляются прослои гравийно-галечных
отложений мощностью 1—1,5 м. В зоне континентальной седиментации
разрез сложен преимущественно песками. Гранулометрическая характе-
ристика песков приведена в табл. 144.
Из приведенных данных видно, что при переходе от аллювиальных
песков к озерно-аллювиальным и эстуарно-морским происходит замет-
ное уменьшение крупности песков и одновременно повышение их одно-
родности. Соответственно меняются и их фильтрационные характеристи-
ки. Коэффициент фильтрации аллювиальных песков в с. Покча изме-
няется от 2 до 38,3 м/сут (5 определений), озерно-аллювиальных пес-
ков — от 0,8 до 4 при среднем значении 3,4 м/сут (17 определений).
В северных районах пески мерзлые с массивной криогенной текстурой,
льдистостью от 8 до 15%. Показатели физических свойств озерно-ал-
лювиальных глинистых пород приведены в табл. 145.
При изучении глии в г. Усинске были получены следующие харак-
теристики механических свойств: угол внутреннего трения 24°; сцепле-
ние 0,20-105 Па; относительное сжатие при нагрузках 2105 и 4-105 Па
Таблица 144
Гранулометрический состав песков разного генезиса казанцевского возраста
Пункт опробования	Генезис	Число опреде- лений	Размер фрак1шй в мм. %					Средний диа- метр	Коэффициент неоднородно» стн
			более 0,5	•О еч о* Л о	0.25-0.1	0.1—0.05	менее 0,05		
с. Покча	аллювиальный	85	39	31	24	6		.	0,5	4,6
с. Покча	озерно-аллювиальный	60	8	27	50	9	6	0,17	2,9
с. Успенск	переходный к эстуарно-мор- ским	21	5	С	20	60	9	0,09	1.6
г. Нарьян- Мар	эстуарно-морской	18	3	3	38	31	25	0,08	—
423
Таблица 145
Основные показатели физических свойств озерно-аллювиальных глинистых иород
казанцевского возраста
Пункт опробовоиия	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естествен- ная влаж- ность, %
	НИЖНИЙ предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета		
	22	28	1.93	1,49 , ,4	0,86	32
г. Усинск	—(H)	—(U)	о.ов <|1>	о.ю	(П)	-г(Ц) э
	19	10	2,04	1,66 ,,	0,66	23
С. Покча	-Т(Н) О	—<">	0,08 <">	0,20 (1‘>	о:>з (ii>	-7-(11) О
	22		2,07 „	1.71 , ,	0,56	20
Там же		(4)		(4)	-5~(4)		(4)		(4)
						
Примечание. См. табл. 17.
соответственно 2,8 и 4,7%. В с. Покча относительное сжатие гЛин при
тех же нагрузках составило 3,3 и 4,0%.
Морские осадки казанцевского возраста нс изучены. Они находят-
ся в мерзлом состоянии с температурой ниже -2’ и обладают слоистой
и слоисто-сетчатой криогенной структурой.
В талом состоянии породы слабо водоносны. В солевом составе
вод преобладают гидрокарбонаты кальция и магния, в заметных количе-
ствах присутствуют сульфаты и натрий. Минерализация вод 0,03—
0,65 г/л, причем наиболее минерализованными являются воды, цирку-
лирующие в супесях и суглинках. Воды обладают выщелачивающей, ре-
же общекислотной агрессивностью по отношению к бетону.
Эстуарно-морские, озерно-аллювиальные и аллю-
виальные отложения позднеплейстоцепового возрас-
т а развиты в долинах всех крупных рек, формируя II и III надпоймен-
ные террасы, которые протягиваются узкой (0,5—2 км) прерывистой
полосой вдоль их бортов. И только местами на крупных излучинах или
в устьевых частях притоков Печоры они образуют аллювиальные забо-
лоченные равнины шириной 10—20 км. По строению разреза и условиям
залегания они напоминают отложения казанцевской террасы, отличаясь
от них более низким гипсометрическим положением, более грубодисперс-
ным составом и менее значительным проникновением в долину Печоры
эстуарно-морских осадков, граница которых проводится условно не-
сколько южнее Нарьян-Мара. Мощность отложений колеблется от 10
до 25 м с нарастанием в низовьях Печоры. За исключением побережья
в континентальных фациях осадки представлены разнозернистыми пес-
ками, гравийниками и галечниками. От верховьев Печоры до широты
с. Усть-Воя аллювиальная толща дифференцирована на русловую фа-
цию, представленную песками с подчиненными прослоями гравия и галь-
ки, и базальную, почти полностью сложенную гравийно-галечным мате-
риалом с песчаным заполнителем. Мощность русловых песков состав-
ляет от половины до одной трети всего разреза. Ниже г. Печорьг
выделяется и пойменная фация, представленная мелкозернистыми гли-
нистыми песками мощностью до 4—6 м.
Озерно-аллювиальные осадки, развитые па широтном отрезке доли-
ны Печоры и прослеженные до д. Хабариха, состоят из хорошо отмытых
и отсортированных мелкозернистых песков (фракция 0,25—0,10 мм со-
ставляет 80%). В районе Нарьян-Мара вскрываются уже эстуарно-мор-
424
ские пески, местами перекрытые чехлом глинистых пород. Они отлича-
ются еще большей дисперсностью за счет включения (до 40%) частиц
взвеси и крупной пыли. Все отмеченные фациальные особенности раз-
реза высоких террас, подтверждающие закономерное изменение их гра-
нулометрического состава с севера на юг, приведены в табл. 146. В рай-
оне с. Усть-Воя на составе осадков отразились позднеплейстоценовые
«блоковые поднятия.
Таблица 146
Гранулометрический состав разнофацналышх песков позднеплейстоценового возраста
(по материалам Гндропроекта я Воркутинской экспедиции)
Пункт опробования	Размер фракций, мм						Средний меди- анный диаметр	Коэффициент неоднородно- сти	Коэффициент фильтрации, м/сут (по от- качкам)
	более 2	2-0.5	0,5-0,25	0.25—0.1	0,1—0,05	менее 0,05			
с. Покча	55 Г2(37)	-^-(37)	-у(37)		СО со|о»	—	2,6	25	19
Там же	|(27)	4 -Г(27) &	45 —<27’		4 vt27)	—	—	—	—
•с. Усть-Воя	75 ~9&)	ОО | СО	-у(64)	-р-(64)	—	—	3.0	9,1	—
Там же	6 -(60)	9 —(60)		32 —(60)	to | w /•ч s ч^	—	0.35	2,35	
г. Печора	65 п(55)	W | <3> СЛ сл		в 1ft j-a*	т(И>	W | о СП сл	2,0	13,0	-^(Н)
Там же	|(18)	“(18)		ЛГ<‘3)	оо	оо	0,32	9,0	9,4 7Т(15) 0,0
>	—	5>>		>>		т(41) 4	0,17	3,6	Г7(М)
>	—		9,2	79 —(6°)	-^-(60)	—	0,16	1,8	
Нарьян-Мар	о-2(51>	—	W | ел /•ч to	53	ТГ(52>		0,13	8,0	—
Примечание. См. в табл. 17.
Глинистые породы известны только в зоне эстуарно-морской седи-
ментации. В районе Нарьян-Мара верхи разреза сложены легкими су-
глинками со средним значением числа пластичности 8 (13 образцов) и
тяжелыми супесями с числом пластичности G,4 (10 образцов). Обе раз-
ности отличаются плотным сложением с объемной массой скелета со-
ответственно 1,87 и 1,83 г/см3 при коэффициенте пористости 0,42 и 0,44
и небольшой естественной влажностью — 17,6 и 13,0%. Породы нахо-
дятся в мерзлом состоянии с температурой ниже —2°. Криогенные тек-
стуры их близки с однотипными литологическими разностями казапцев-
ских отложений.
Водообильность пород в талой зоне достаточно высокая. Воды гид-
рокарбопатные кальциевые и магниевые. Минерализация вод 0,02—
2 г/л. Воды обладают общекислотной и выщелачивающей агрессивно-
стью по отношению к бетону.
425
Покровные отложения венчают разрезы водораздельных
равнин и высоких террас, образуя чехол мощностью 1,5—4 м. Выделя-
ются два горизонта суглинков. Верхний мощностью 0,7—0,8 м пред-
ставлен пористыми, иногда облессованными слабо ожелезненными су-
глинками’ имеющими в мерзлом состоянии тонкослоистую или мелко-
сетчатую криогенную структуру, а в талом — чешуйчатую и зернистую.
Нижний мощностью 0,5—3 м, сложен сильно ожелезненными суглинка-
ми, содержащими единичные гальку и гравий* Суглинки из района
Воркуты содержат в среднем глинистой фракции 19%, пылеватой —
56, песчаной — 25% (139 определений). Основные показатели их фи-
зических свойств приведены в табл. 147.
Таблица 147
Основные показатели физических свойств покровных суглинков
(по данным С. Е. Суходольского)
Состояние породы	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влажность. %
	ПН/К НИЙ предел	число плас- ТИЧИОС1И	влажной породы	скелета		
Мерзлое	-^-(74)	15 —(74)				-^-(74)
Талое	—	—				22 — (74> О
Примечание. См. табл. 17.
Деформационные свойства талых покровных суглинков определя-
ются модулями осадки, которые при давлениях 0,5- 10s; ЫО5; 2-105 и
4-105 Па равны соответственно 22, 36, 52 и 76 мм/м. Отличительными
свойствами талых покровных суглинков является их способность пере-
ходить в плывунное состояние при незначительном механическом воз-
действии. Тиксотропное разжижение покровных суглинков наступает
при влажности меньше нижнего предела пластичности и наиболее силь-
но проявляется при влажности на 2—3% выше предела.
Аллювиальные и эстуарно-морские отложения го-
лоценового возраста развиты в долинах всех рек, образуя пояс
низких террас. От верховьев Печоры до широты Нарьян-Мара разрез
имеет типичное аллювиальное строение и дифференцирован па основ-
ные фации. Суммарная мощность толщи изменяется от 12—15 м в рай-
оне с. Усть-Воя до 20—22 м в районе д. Хабариха. Мощность пойменной
фации увеличивается соответственно от 1,5 до 5 м, а базального гори-
зонта — уменьшается от 6—9 до 1—3 м. Базалышй горизонт в среднем
течении Печоры представлен гравийно-галечными отложениями с при-
месью крупно- и среднезернистых песков (30—35%), а в нижнем тече-
нии (иа участке с. Шслья-Юр — д. Хабариха) — разнозернистыми пес-
ками с включением гравийно-галечного материала (до 25%). Русловая
фация на участке долины от с. Покча до с. Усть-Воя сложена средне-
зернистыми отмытыми песками с включением гравия (5—15%), в ниж-
нем течении пески становятся мелкозернистыми. Пойменная фация ча-
ще представлена мелкозернистыми глинистыми песками. В нижнем те-
чении в разрезе преобладают легкие суглинки и тяжелые супеси. Таким
образом, наблюдается нормальное для речного аллювия увеличение
дисперсности осадков всех фаций вниз по течению реки. Эта законо-
426
мерность нарушается в зонах новейших блоковых поднятий, в пределах
которых осадки заметно грубеют и характеризуются аномальными по-
казателями (район Войской структуры). Физические свойства глинис-
тых пород пойменной фации изучены в районе с. Усть-Цильма (11 оп-
ределений). Это суглинки легкие мягкопластичной консистенции, слабо-
уплотненные: объемная масса скелета 1,51 г/см3, коэффициент пористо-
сти 0,89. Все эти показатели заметно отличаются от аналогичных пока-
зателей для глинистых пород высоких террас, свидетельствуя о менее
благоприятных условиях строительства на породах данного комплекса.
Водообильность отложений самая разнообразная и зависит от мощ-
ности и состава водовмещающих пород. Воды ультрапресные и прес-
ные с минерализацией 0,02—0,5 г/л; состав их гидрокарбонатный каль-
циевый. Обладают выщелачивающей, реже общекислотной агрессивно-
стью по отношению к бетону.
Морские осадки представлены песчаными и глинистыми разностя-
ми. Пески тонкозернистые, пылеватые. Суглинки и супеси слабоуплот-
непные. При инженерно-геологической оценке необходимо учитывать,
что они содержат значительное количество водно-растворимых солей.
Это не только изменяет их свойства, но влияет и на мерзлотные усло-
вия, которые становятся азональными. Температура мпоголетнемерзлых
пород низких морских террас редко ниже —Г. По разрезу мерзлая
толща часто прерывается талыми слоями, содержащими переохлажден-
ные высокоминерализованные воды. Все это делает их крайне нсблаго-
хфиятными для всех видов строительства.
Водоносность морских отложений незначительна. Солевой состав
хлоридпый натриевый с минерализацией около 25 г/л.
Описание современных озерно-болотных отложений, широко рас-
пространенных в центральной и южной частях региона, достаточно пол-
но приведено в гл. 3.
Гидрогеологические условия
Геолого-структурное строение и физико-географическое положение
региона обусловливают сложные гидрогеологические условия. Доволь-
но четко выделяются три области, характеризующиеся различными ус-
ловиями формирования и распространения подземных вод. Первая — ох-
ватывает северную часть региона в пределах развития многолетнемерз-
лых пород. Здесь развиты надмерзлотные и подмерзлотные воды. Над-
мерзлотные воды по условиям залегания делятся па воды деятельного
слоя и воды таликов. Глубина залегания вод деятельного слоя не пре-
вышает 1 м, нередко вызывая заболачивание территории. Амплитуды
колебаний уровней воды на участках естественного режима составляют
0,4—1,2 м. Воды таликов мощностью 5—25 м приурочены к долинам
рек и залегают на глубинах 3—10 м. Подмерзлотиые воды распростра-
нены на глубине от 25 м (побережье Печорского моря) до 210 м (рай-
он Нарьян-Мара). Воды напорные приурочены к толще ледово-морских
суглинков роговской свиты (район Воркуты) или отложений нижнего
мела (район Нарьян-Мара).
Вторая область охватывает большую часть Печорской низменности
в зоне талых пород позднего кайнозоя и характеризуется подземными
водами спорадического распространения в песчаных и песчапо-гравий-
ных прослоях и линзах. Воды на недренируемых участках чаще напор-
ные - высота пьезометрического уровня колеблется от нескольких мет-
ров до 60 м. Характер пьезометрической кривой позволяет говорить о
427
наличии вертикальной фильтрации подземных вод от линзы к линзе че-
рез пачки разделяющих суглинков. Минерализация и химический со-
став подземных вод характеризуется направленным изменением с юга
на север (Безродное, 1970). К песчаным и гравийно-галечным отложе-
ниям речных долин, озерно-аллювиальных и погребенных аллювиаль-
ных террас приурочены грунтовые поровые воды, залегающие на глуби-
не от 0,3 до 15 м, реже до 90 м (район Большеземельскон тундры). По
режиму грунтовые воды подразделяются на приречный, террасовый, во-
дораздельный и склоновый виды. Первые три характеризуются колеба-
ниями уровня соответственно 6—8, 0,5—1,5 и 0,5—1,2 м; последний —
едва заметным подъемом уровня воды в весенне-осенний период.
Третья область охватывает северо-восточную часть региона, где под
маломощным чехлом четвертичных отложений развиты трещинные
(грунтовые) и трещинно-пластовые (напорные) воды пермских отложе-
ний. Грунтовые воды залегают здесь на глубине 2—10 м н приурочены
к участкам развития несквозпых и сквозных таликов. Напорные воды
распространены во всех геокриологических подзонах. Пьезометрическая
кривая этих вод в сглаженном виде повторяет рельеф земной поверхно-
сти, на водоразделах располагаясь па глубине нескольких десятков
метров, а в долинах рек и ручьев — вблизи поверхности земли. Сква-
жины в долинах часто фонтанируют. Следует подчеркнуть, что в резуль-
тате шахтного водоотлива и эксплуатационных водозаборов гидрогеоло-
гические условия таких участков существенно меняются, что не всегда
учитывается при инженерно-геологической оценке этих территорий.
Современные геологические процессы
На инженерно-геологические условия региона существенное влияние
оказывает широтное развитие оползней по бортам долин крупных рек,
термокарстовых просадок в зоне многолетпемерзлых пород и заболачи-
вание плоских аккумулятивных равнин.
Наиболее интенсивно оползневые процессы развиты на широтном
отрезке долины Печоры, в долине р. Усы, низовий рек Лая, Колвы,
Ижмы и Цильмы, где борта сложены новейшими отложениями с двумя-
тремя горизонтами обводненных песков, супесей и ленточно-слоистых
алевритов, разделяющих мореноподобные суглинки. Здесь развиты
действующие чешуйчатые многоступенчатые оползни, образующие круп-
ные цирки протяженностью 300- 400 м и шириной 100—200 м. Стенки
отрыва четкие, крутизной до 60° и высотой 10—35 м. Строение оползне-
вых тел сложное и образовано несколькими оползневыми блоками раз-
мером от 50X25 до 80X40 м, в свою очередь разбитыми на блоки более
низких порядков. Оползневые склоны (15—30°) террасированы и отли-
чаются неровной бугристой поверхностью, поросшей пьяным лесом. Час-
то на склонах наблюдаются оплывины и потоки разжиженного грунта.
Оползневые участки почти непрерывной полосой прослеживаются вдоль
долин рек на десятки и сотни километров (от д. Деписовка до с. Усть-
Цильма). Интенсивнее они проявляются при появлении в основании
склона ленточных глин и алевролитов. Воздействие паводковых вод
приводит к периодическому водонасыщепию песчано-алевролитовых
прослойков, заключенных между глинистыми слоями. Это придаст гли-
нистой толще специфические свойства и делает ее идеальной поверхно-
стью, по которой происходит оползание блоков. Местами вся пачка глин
мощностью 3—5 м захватывается оползневыми блоками. Менее интен-
сивно развиваются оползни на участках, где в основании склона вскры-
428
ваются ледниково-морские глинистые отложения днепровского возра-
ста, отделенные от вышележащей мореноподобной толщи водоносными
песками или водонасыщенными супесями. В местах подмыва рекой юрских
глин оползание склонов происходит по их кровле. В этом случае ополз-
ни одноступенчатые небольших размеров. Почти все оползни действую-
щие, так как необходимые для их стабилизации условия постоянно на-
рушаются размывом оснований оползневых склонов. Редкая стабилиза-
ция оползней наступает при развитии контрфорса из тела пойменной
террасы. Совместное воздействие эрозионного и оползневого процессов
на борта долины приводят к их интенсивному разрушению и постепен-
ному смещению бровки уступа. Верховья Печоры и Ижмы охвачены
оползнями в меиыпей степени. Здесь подмываемые участки склонов,
сложенные мощной толщей мореноподобных суглинков, залегающих на
песчаных пермских и триасовых отложениях, подвержены одиночным
одноступенчатым оползням размером от 50X15 до 100X20 м и высотой
стенки отрыва до 5—15 м. Единичные тела достигают размеров 300Х
Х50 м. Серия оползневых цирков образует оползневые участки протя-
женностью 2—2,5 км. Плоскость скольжения блоков приурочена к кров-
ле глинистой толщи днепровского возраста или линзам слоистых озер-
ных глин; в единичных случаях — проходит по контакту новейших от-
ложений с верхиепермскимн аргиллитами и алевролитами. Оползни в
основном действующие, чему способствует подмыв основания оползне-
вого склона паводковыми водами.
ГЛАВА 22
ПРИКАСПИИСКАЯ СИНЕКЛИЗА И ЕЕ ОБРАМЛЕНИЕ
Прикаспийская синеклиза расположена на юго-востоке Русской
платформы и является крупной отрицательной структурой, унаследован-
но развивающейся с конца докембрия. Большую часть региона занима-
ет Прикаспийская низменность. На севере к ней примыкают возвышен-
ности Низкого Заволжья и Общего Сырта, а на востоке — Урало-Эм-
бипское (Подуральское) плато. Прикаспийская низменность представ-
ляет собой морскую аккумулятивную равнину с относительными высо-
тами 1—3 м, полого наклонную с севера на юг. Абсолютные отметки ее
поверхности понижаются соответственно от 50—80 м до —28 м. Над
низменностью поднимаются редкие изолированные холмисто-грядовые
возвышенности — соляные купола (Бол. Богдо — 149 м, Мал. Богдо—
34 м и др.). Южнее нулевой изогипсы значительная часть территории
занята массивами полузакрепленных, реже перевеваемых песков с буг-
ристым и грядово-бугристым рельефом высотой 5—10 м.
Низкое Заволжье па западе охватывает район волжских террас,
плоские поверхности которых переходят к востоку в волнисто-увалис-
тую равнину с уплощенными междуречьями. Абсолютные высоты воз-
растают в том же направлении от 20 до 160 м. Общий Сырт более при-
поднят (200—360 м) и глубоко расчленен долинно-балочной сетью на
отдельные возвышенности. Пологоволнистые водораздельные простран-
ства (сырты) асимметричны — южные склоны их значительно круче се-
верных. Общий Сырт граничит с Прикаспийской низменностью отчетли-
во выраженным уступом высотой до 60—80 м.
Урало-Эмбинское (Подуральское) плато характеризуется структур-
но-денудационным рельефом с многочисленными куэстовыми грядами,
бронированными плато со ступенчатыми склонами, скалистыми остан-
42?
цовыми холмами и скульптурными котловинами. Абсолютные высоты
водораздельных массивов снижаются от 300—350 м па северо-востоке до
30—100 м на юго-западе. Относительные превышения структурных форм
на водоразделах невелики (20—30 м, реже 40—50 м), но над днищами
долин основных рек достигают 100 и даже 150 м.
Гидрографическая сеть региона принадлежит бассейну Каспийско-
го моря. Постоянный сток происходит лишь у крупных рек — Волги и
Урала. Река Эмба достигает моря только в половодье, а более мелкие
рскн (Большой и Малый Узени- и др.) теряются в лиманах н разливах.
Основным источником питания рек являются талые воды, поэтому боль-
шая часть годового стока (до 90%) приходится на весенний период. На
Прикаспийской низменности имеется ряд соленых озер (Эльтон, Бас-
кунчак и др.).
Климат территории резко континентальный с жарким, засушливым
летом, морозной зимой и сильными ветрами. Степень континентальности
возрастает с северо-запада на юго-восток, в том же направлении уве-
личивается среднегодовая температура воздуха (от 3 до 1Г), умень-
шается количество осадков от 400 до 130 мм, испарение возрастает от
50 до 250 мм. На летний период приходится до 70% осадков. Зимы ма-
лоснежные, глубина промерзания почв изменяется от 0,6 м на юго-за-
паде до 1,1 м на востоке. Низкое Заволжье, Общий Сырт, северная часть
Урало-Эмбинского плато и Прикаспийской низменности относятся к
зоне степей с темпо-каштановыми почвами, участками черноземов и раз-
потравно-злаковой растительностью. Большая часть Прикаспийской низ-
менности и Урало-Эмбинского плато входят в зону полупустынь со свет-
ло-каштановыми и бурыми почвами и злаково-полынной растительно-
стью. В понижениях рельефа часто встречаются солонцы и солончаки,
чередующиеся с участками такыров и соров.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Большую часть региона занимает Прикаспийская синеклиза, к ко-
торой на севере прилегает опущенный южный склон Волго-Уральской
антеклизы. В течение почти всей геологической истории Прикаспийская
синеклиза и ее обрамление были областью преимущественных опуска-
ний и осадконакопления. В плиоцен — четвертичное время режим тек-
тонических движений изменился — западная часть синеклизы (Прикас-
пийская впадина) испытывала прогибание, в то время как восточная
(Урало-Эмбинское плато) была приподнята. Во впадине накопилась
мощная толща морских песчано-глинистых осадков, а на приподнятой
части происходила денудация палеозойских н мезокайпозойских пород.
Южный склон Волго-Уральской антеклизы (Низкое Заволжье и Об-
щий Сырт) представлял собой низменную равнину, частично затопляв-
шуюся плиоценовыми морями. На равнине с конца плиоцена происходи-
ло формирование субаэральных глинистых (сыртовых) отложений. Та-
ким образом, история геологического развития региона в плиоцене и
четвертичном периоде определила существенные различия инженерно-
геологических условий трех выделяемых районов (рис. 65).
Прикаспийская впадина. В позднем плиоцене и в четвертичном пе-
риоде Прикаспийская впадина явилась ареной неоднократных транс-
грессий Каспия — акчагыльской, апшсропской, бакинской, хазарской и
хвалынской, оставивших после себя мощные толщи морских осадков,
которые и определили современный инженерно-геологический облик это-
430
го района. Особенностью Прикаспийской впадины является наличие со-
лянокупольных структур, ядра которых образованы каменной солью
кунгурского яруса нижней пермн, а крылья сложены породами верхней
пермн и мезокайнозоя. Большая часть структур погребена под плио-
цсн-четвсртичпыми осадками и только единичные купола выражены в
Рис. 65. Схема распространения формаций доплиоценовых и геолого-генетических
типов плиоцен-четвертичных отложений Прикаспийской синеклизы и се обрамления.
Геолого-генетические типы плиоцен-четвертичных отложений: 1—эоловые поздпеплей-
стоненовые и голоценовые (о III—IV); 2 — морские, аллювиально-морские и аллю-
виальные хвалынские и новокаспийские (т,ат, а III—IV); 3 — аллювиальные плей-
стоценовые (al—IV); 4 — субаэральные сыртовые (IdNz—QII). Формации: 5 —
кремнисто-терригенная палеогена и миопепа (Р—Vi); 6 — мергельно-меловая позд-
него мела (Кг), 7 — терригенная сероцветпая позднего триаса — позднего мела
(Гз—Кг). 8 — терригенная красноцветная поздней перми (Р2). 9 — соляные купола;
10 — границы инженерно-геологических районов; (I — Прикаспийская впадина; П —
Урало-Эмбинское плато; III — Низкое Заволжье и Обший Сырт)
рельефе. Учитывая особенности распространения, условия залегания и
состав новейших отложений, среди них выделяются пять основных ин-
женерно-геологических комплексов пород.
Морские отложения позднего плиоцена, раннего и
среднего плейстоцена представлены глинами, реже суглинка-
ми с прослоями песков. По периферии морских бассейнов и на поло-
жительных структурах возрастает роль песков, появляется гравийно-
галечный материал, а в отложениях акчагыла и апшерона — прослои
431
известняков-ракушечников и песчаников. Мощность отложений в цент-
ральной части низменности достигает 800—1000 м, уменьшаясь на ок-
раинах до 50—200 м. Кровля их залегает на глубине от 5 до 50 м.
Физические и механические свойства глинистых пород западной
приволжскбй и восточной приуральской частей низменности существен-
но различны. В приволжском районе глинистые породы отличаются
•большей дисперсностью, они более пластичны, имеют меньший объем-
ный вес скелета и большую пористость (табл. 148). Показатели сдвига
у них ниже, а сжимаемость выше (табл. 149). Возрастной фактор на
изменении различных свойств морских осадков сказывается в меныпей
степени. Наличие в глинах и суглинках тонких прослоев песчаного и
алевритового материала существенно влияет на их прочностные свой-
ства и обусловливает большой разброс значений угла внутреннего тре-
ния (10—ЗГ) и удельного сцепления (0,44-105-0,89-105 Па).
Пески кварцевые, мелкозернистые, содержат тонкие глинистые про-
слои. Объемная масса скелета бакинских и хазарских песков в предель-
но-рыхлом и предельно-плотном сложении в среднем 1,34 и 1,95 г/см3
(20 определений). Угол естественного откоса сухого песка 34°, под во-
дой 29° (13 определений). Водообильность песков слабая и весьма не-
равномерная, что обусловлено не только небольшой мощностью водо-
носных прослоев, но и фациальной изменчивостью пород. Коэффициент
фильтрации водовмещающих отложений изменяется от 0,2 до 5 м/сут,
а коэффициент водоотдачи - 0,03—0,11. Сильная засоленность комп-
лекса обусловливает минерализацию вод от 3 до 30 г/л. Слабосолонова-
тые воды (1—3 г/л) залегают преимущественно по периферии морских
бассейнов или встречаются небольшими линзами мощностью 0,2—1,5 м
и протяженностью до 2 км.
Верхнеплейстоценовые (хвалынские) и голоцено-
вые (новокаспийские) морские осадки слагают с поверх-
ности всю территорию Прикаспийской впадины (за исключением пойм
н первых надпойменных террас), в связи с чем являются оспованисм
большинства инженерных сооружений. Среди нижнехвалынскнх отложе-
ний можно выделить песчаную и глинистую фации. Песчаные и глинис-
то-песчаные осадки первой фации характерны для повышенных участ-
ков рельефа дна водоема и для участков мелководий, примыкающих к
Лревиим берегам моря. В прибрежной зоне в зависимости от характера
пород, слагающих берега морского бассейна, состав отложений и их
мощности изменяются в больших пределах. Под сыртовым уступом на
севере Прикаспийской низменности формировались довольно мощные
(до 15 20 м) преимущественно супесчано-суглинистые отложения. На
Ергенинской возвышенности преобладают кварцевые пески мощностью
10—12 м. В сторону моря они быстро замещаются на суглинки и супе-
си. Более глинистый характер носят отложения в долине р. Урала, где
они обнажены в се береговых обрывах. Здесь их мощность редко пре-
восходит 2—3 м. Более распространены осадки глинистой фации. В Ниж-
нем Поволжье они представлены весьма характерными плотными тон-
кослоистыми глинами шоколадного цвета с редкими маломощными про-
пластками песков, которые выполняют понижения дохвалынского
рельефа. В результате изучения инженерно-геологических особенностей
шоколадных глин (Приклонский. 1952; Реутова, 1957) установлено, что
исходным материалом для них послужил терригенный материал, прине-
сенный Волгой и ее притоками. Осадконакопление происходило в усло-
виях слабощелочной среды (pH 8) н прн достаточном насыщении бас-
сейна кислородом, что подтверждается наличием большого количества
окислов железа (они придают породе характерную шоколадную окрас-
432
Таблица 148 Основные показатели фазических свойств морских глеи и суглинков позднего						
	плиоцена, раннего и среднего плейстоцена					
Пункт	Показатели пластич- ности. %		Объемная масса, г/см’		Ковффм-	Естествен-
опробования	НИЖНИЙ предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета	циеат пористости	ная влаж- ность. %
		Акчагыльский ярус Глины				
г. Уральск		25,0 77<13> 0,0	1 1.97 1 М7ОЗ)	Р3>	0,78 5Л?'3’	V,©
		Суглинки				
г. Уральск		1Ц-^10) 2,7	2,15 о^<,о>		0,47 <й(|0)	16,8 _ т;*20) 4,4
		Апшеронский ярус Глины				
пос. Цаган-Аман	3 а[ ।	29 —(34)	1,90 -5-(34)	7^(34)	ТГ(34)	34,0 --5(34)
Низовье р. Урала (с. Калмыкове)	20,9 Vs"4’	24.9,. , —2<14)	1^(13) 0,02' ’	>>	0,76 «Л6<,4>	26,0 и>(|4>
		Бакинский горизонт Глины				
пос. Цаган-Аман	Т£(522>	27 —7<^>	оТб(5И|	1,46 о—?522’	0,88 ол»<!22)	31,6 "Й(522>
г. Уральск	24,6 “зл(77*	25,6 4,0	1,98 ~“(78) 0,18' 7	1,56 й»(”>	0,77 6^78»	>>
Низовье р. Урала (с. Калмыкове)	19,7 тт(34>	22,0 —(84) 4,3' ’	2,02,^ о^66)	1,63	0,67	
		Суглинки				
пос. Цаган-Аман	^-(65)	4(65)	^(65)	Ь^(65)	^у(65)	**» 8| 1
Низовье р. Урала	18,0 -£(3,>	14,0 Тл*31*	2,05 о>24>		0,62 <м»<23)	21,8 ч -£з<2|>
		Хазарский горизонт Глины				
оос. Цаган-Аман	^(132)	22 —6(,32)	1,92 Й5(,32>		0,87 5д4<132)	31,5 тт(,32>
пос. Цаган-Аман	23 —(45)	~(«)	Ь^(45)	Ь^(45)	5^(45)	2Ц45)
Примечание. См. табл. 17.
433
Таблица 149
Показатели механических свойств морских глин и суглинков позднего плиоцена,
раннего и среднего плейстоцена
'Пункт опробования	Сопротивление сдвигу				Модуль деформации, 10* па в интервале давлений	
	консолидированный сдвиг		неконсолидированный сдвиг			
	(угол внут- реннего тре- ния, градус	сцепление^ 10» Па	угол внут- реннего тре- ния, градус	сцепление» 10* Па	до 3-10* Па	до 10-10* П»
	13	0,50	8 ~	0,93 л		
пос. Цаган-Аман	—(5)	-5(5)	—(22)	-5(22)	—	—
	17	0,40	8	0,82.	.	343	227
Там же	-^-(138)	Й2<138’	—(106) О	м?<|06’	—(93)	— (93>
	19	0,42	9 ,	0,83	ззо	179
> »	-Г(4!) 4	ггп(41>	—(69)		—(29)	—(29>
Низовье р. Урала (с. Калмыкове)		0,85	—	—	—	—
Низовье р. Урала (с. Калмыкове)		0,55 0?25,21)	—	—	—	—
пос. Цаган-Аман	24	0,35	17 '	0,53	208 . ,	273 л
		(15)	—(15)		(23)	—(23)		(Ю)	(Ю>
					1—	.
Примечание. См. табл. 17.
ку). Глины обладают тонкой горизонтальной слоистостью, обусловлен-
ной пропластками и налетом пылевато-песчаного материала. При вы-
ветривании и подсыхании они расслаиваются на листовые пластинки.
Средний гранулометрический состав глин в районе Волгограда: частиц
более 0,05 мм содержится 8,8%; 0,05—0,005 мм — 34,6% и менее
0,005 мм — 56,6% (169 определений). Среди породообразующих минег
ралов шоколадных глин главную роль играют гидрослюды и монтморил-
лонит, в отдельных образцах присутствует каолинит. По водным вытяж-
кам установлено высокое содержание (до 2% и более) водорастворимых
солей, среди которых значительную роль играют сульфаты и хлориды.
Содержание иона хлора колеблется от 0,02 до 0,82%. В твердом виде в
глине встречаются карбонаты и сульфаты кальция. Шоколадные глины
обладают довольно высокой емкостью поглощения (от 21,2 до 30,30 мг-
экв/л). В поглощенном комплексе преобладают ионы кальция и магния.
Содержание поглощенного кальция колеблется от 12,48 до 20,80 мг-экв,
что составляет 54,7—83,4% величины емкости поглощения. Из-за высо-
кой дисперсности, гидрофильности и емкости поглощения для шоколад-
ных глин характерны высокие значения верхнего предела пластичности,
а также высокая влажность и пористость (табл. 150). Характерно боль-
шое разнообразие глин как по структурным признакам, так и по со-
стоянию. Там, где мощности шоколадных глин невелики (3—6 м), они
отличаются сравнительно .высокой плотностью, небольшой пористостью
и низкой влажностью; консистенция их преимущественно твердая, вни-
зу полутвердая (Средняя Ахтуба, заканальная часть Волгограда, г. Ба-
лаково и др.). Это достаточно прочные и малосжимаемые породы, в ко-
торых, однако, интенсивно проявляются процессы усадки — набухания.
Более мощные толщи шоколадных глии (до 10—12 м) имеют меньшую
434
Таблица 150
Основные показатели физических свойств верхнеплейстоценовых континентальных
ательских н морских хвалынских глинистых пород
Пункт опробования	Показатели пластич- ности		Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
	нижний предел.	число плас- тичности	влажной породы	скелета		
Ательские отложения
Суглинки
т. Волжский	77(573)	77(573)	77(573)	1,59 77(573)	77(573)	77(573)
«ос. Средняя Ахту- ба	15,8 -449)	9,9 -449)	77(49)	1,62 --(49)	77(49)	77(49)
		Хвалынские отложения Шоколадные глины				
Волгоград	29 77 (153)	28 ~(153)	““(153)	77(153)	77(153)	25,8 77(153)
район Волго-Дон- ского канала	27 -—(402)	38,1 ^-(402)	77(337)	77(337)	77(337)	41,6 —4560)
г. Балаково	22,4 -456)	24,0 —(56)	77(56)	77<56)	0,83 77(66)	28,4 77(66)
		Глины				
Низовье р. Кушумы			1,93	—		26,0 IT/"»
Там же			1,93	—		3,9 '
Примечание. См. табл. 17.
«плотность, большую пористость и влажность (Волго-Донской канал,
Волгоград и др.). В сравнительно мощных толщах малоконсолидиро-
ванных глин южной части Волгограда обычно выделяются три зоны;
верхняя мощностью около 1 м, средняя — 0,5—4,5 м и нижняя — более
4—5 м. Глины верхней и нижней зон отличаются сравнительно высо-
кой плотностью (особенно в верхней зоне, являющейся своего рода кор-
кой) и относительно низкой влажностью (пористостью). Глины средней
основной по мощности зоны характеризуются очень малой плотностью,
«большой влажностью и пористостью. Они мягко- или даже текучеплас-
тичны, отличаются крайне низкими прочностными свойствами и легкой
деформируемостью, крайне неустойчивы на естественных склонах и в
откосах. При взаимодействии с водой в шоколадных глинах развивают-
ся процессы набухания и размокания, в результате чего прочность сни-
жается в 10—12 раз. При естественной влажности (21—28%) глины на-
бухают до 20—28% по сравнению с их первоначальным объемом. На-
бухание глин изучалось не только лабораторным, но и полевыми мето-
дами. В заканальной части Волгограда в 1966—1967 гг. был поставлен
опыт замачивания шоколадных глин в котловане. За семь месяцев
ловерхностные марки на дне котлована поднялись до 202 мм, а глубин-
435
ные, установленные па 2,4 м от дна котлована, до 19 мм; даже за бров-
кой котловапа был отмечен подъем марок до 22 мм (Яценко, 1903).
Величина набухания оказалась заметно ниже лабораторных данных. На-
пример, при нагрузке 0,25-10s Па набухание составило 0,129 в первом!
и 0,174 во втором случае, при нагрузке 0,5«105'Па соответственно 0,024'
и 0,084, а при нагрузке 1,5- 10s Па — 0,009 и 0,071. В опытах со штам-
пами площадью 1000 см2 было установлено (в том же районе), что си-
лы набухания погашаются при давлении 3,5’Ю5—4-105 Па. Подсуши-
вание шоколадных глин сопровождается усадкой, которая в ряде слу-
чаев достигает больших размеров. В естественных условиях процессы1
усадки и набухания взаимосвязаны н происходят в зоне сезонного из-
менения влажности, которая распространяется до глубины 2,5—3 м от-
дневной поверхности. Твердые разновидности шоколадных глин при по-
гружении в воду не размокают, а растрескиваются.
Обобщенные характеристики показателей механических свойств:
глин приведены в табл. 151. Зависимость параметров сдвига и сжнмас-
Таблнаа 151
Основные показатели механических свойств хвалынских глин
Пункт опробования	Модуль деформа- ции, 10* Па при нагруз- ках до 2-10» Па	Давление набухания, 10* Па	Отвосительяое набухание при давлениях			Сопротивление сдвигу, (консолидированный сдвиг)	
			0,5-10» Па	Ы0»Па	2-10» Па	угол внут- реннего тремя, градус	сцепление. 10» Па
Астрахань Ленинск	120	Шоколадные глины 3,5(4) 0,031(4) 0,015(4) 0,013(4)				16	0,47
пос. Средняя Ахту-	125(11)	3,5(10) 0,017(15)		—	0,008(10)		17(4)	0,60(4)
Волгоград		0,38(29) 0,031(53) 0,058(25) 0,028(22) Глины				12(174)	0,38(167>
Канал Волга-Урал 1	“ 1				-	16(21)	0,36(21)
Примечание. В скобках — количество определений
мости от естественной пористости глин показана в табл. 152. Исследо-
вания динамической устойчивости шоколадных глин показали, что дл»
шоколадных глин влажностью 45% и ниже деформация ползучести ис-
ключается. Наоборот, для глин влажностью 55% и выше (такие разно-
сти встречаются в разрезе малоконсолидированных глин) деформация
ползучести неизбежна. Порог ползучести хвалынских шоколадных гли»
Волгограда по 13 определениям приведен ниже.
Естественная влажность, %	Угол внутреннего трения, градус	Сцепление. 10» Па
35	14	0,50
45	9	0,30
55	5	0,14
>55	0	0,0
Особенно интенсивно деформация ползучести будет проявляться1
при наклоне поверхности скольжения под углом более 6°, скорость де-
формации ползучести в таких условиях может достигать 7 м/сут. Изуче-
436
ние динамических воздействий на шоколадные глины показало, что она
не влияют на прочность глин (табл. 153).
Хвалынские шоколадные глины отличаются высокой коррозионной
активностью. По материалам изысканий Союзводканалпроекта в рай-
оне г. Волжского удельное электросопротивление этих глин изменяется
от 1,5 до 24, но чаще до 10 Ом/м. Так, в пос. Краснооктябрьский водо-
Таблица 152
Зависимость механических свойств хвалывских шоколадных глин Волгограда
от пористоств при верхнем пределе пластичности 40—70%
(по С. И. Егорову, 1963, 1966)
• Коэффициент пористоств	Консолидированный сдвиг		Неконсолидированный сдвиг		Модуль деферыа- цни при нагруз- ках до 2JQ*fIa
	угол внутреннего трения, градус	сцепление, 10* Па	угол внутреннего трения, градус	сцеплеяве, 10s Па	
0,7—0,8	16	0,42	12	0,80	
0,80-0,90	15	0,40	10	0,70	140
0,90—1,00	14	0,37	8	0,61	90
1,00—1,20	13	0,32	8	0.48	70
1,20—1,40	12	0,30	6	0,38	50
1,40—1,60	10	0,29	5	0,31	40
проводные трубы диаметром 4", проложенные в шоколадных глинах,
через год эксплуатации легко пробивались молотком, а отводы диамет-
ром 3/4" были за этот же срок разъедены полностью.
Существенно влияет на физико-механические свойства глин диффу-
зионное выщелачивание, которое за 90—120 сут приводит к полному ос-
вобождению глин от хлоридов и значительной части сульфатов (Реуто-
ва, 1957). В процессе такого выщелачивания происходит замещение по-
Таблица 153
Среднее сопротивление сдвигу хвалынских шоколадных глин
Волгограда в статических и динамических условиях при
естественной влажности 44% (4 определения)
Сдвигающее усилие	Вертикальная нагрузка, 10* Па		
	0,5	1.0	2,0
Статическое 	 Динамическое		1,18 1,22	1,16 1,12	1,34 1,40
глощениого натрия на кальций, увеличение емкости поглощения (от 4,6
до 41 %), увеличение дисперсности (содержание пылеватых п глинистых
частиц возрастает до шести раз) и изменение ряда физико-механичес-
ких свойств — показателей пластичности и пористости, уменьшение
прочности и др. При диагенезе шоколадных глии основное значение име-
ла усадка в результате их высыхания, которая сопровождалась уплот-
нением и растрескиванием породы. Все это привело к образованию
обломочно-глыбовой коры выветривания мощностью до 3,5 м, иногда
несколько более, а также развитию в глинах крупных вертикальных тре-
щин. В трещиноватой зоне глии формируются грунтовые воды типа вер-
ховодки, характеризующиеся высокой минерализацией (до 29 г/л) и
437
агрессивностью по отношению к бетону. Роль верховодки как отрица-
тельного фактора при строительстве весьма существенна.
Глинистые нижнехвалынские отложепия Низкого Заволжья пред-
ставлены преимущественно суглинками и глинами с очень редкими про-
слоями супесей общей мощностью от 5 до 20 м. Опи подробно изучены
в низовьях р. Бол. Иргиз. Состояние и плотность пород меняются с
глубиной. Вверху (до 2 м от поверхности) развиты преимущественно
твердые, пересушенные породы со средней влажностью летом суглинков
13% и глин 20% (93 и 113 определений). Ниже (до 15 м от поверхно-
сти) развиты полутвердые, тугопластичные и изредка мягкопластичныс
разности влажностью 18—24% у суглинков и 27% у глин (330 и 296
определений). В верхней 5-мстровой зоне объемная масса скелета су-
глинков обычно 1,50—1,55 г/см3, глин 1,49—1,51 г/см3. Глубже она уве-
личивается до 1,59—1,60 г/см3 у суглинков и до 1,54—1,56 г/см3 у глин.
Ниже уровня грунтовых вод, коюрые обычно залегают на глубине 6—
10 м от поверхности, объемная масса несколько уменьшается, снижаясь
до 1,56 г/см3 у мягкопластичных суглинков и до 1,41—1,45 г/см3 у от-
дельных разностей глин. В зависимости от состояния пород меняется
их прочность. Наименьшая прочность* — у мягкопластичных пород.
Так, глины с консистенцией, равной 0,5, характеризуются углом внутрен-
него трения 16° при сцеплении 0,30-105 Па (11 определений), тогда как
у глнн с консистенцией 0—0,5 угол внутреннего трения 16° при сцепле-
нии 0,62-105 Па (72 определения); для суглинков соответственно угол
внутреннего трения 17° при сцеплении 0,22-10° Па и угол внутреннего
трения 20° при сцеплении 0,53-10° Па (50 и 62 определений).
Нарушение структуры породы приводит к значительному снижению
прочности. Так, угол внутреннего трспия породы с нарушенной структу-
рой при влажности и пористости, близкой к естественной, в среднем (по
24 определениям) равен 10° вместо 18° для пород с ненарушенной струк-
турой при величине удельного сцепления 0,485-10® Па в первом и
0,474-105 Па во втором случаях. Наличие разностей с пониженными зна-
чениями прочности в толще нижнехвалынских глинистых пород обус-
ловливает, видимо, хотя и небольшие, но довольно частые оползни по
берегам р. Бол. Иргиз.
Нижнехвалынские глинистые породы у Подсыртового уступа мощ-
ностью до 20—30 м отличаются "меньшей дисперсностью. Преобладают
суглинки, часто замещающиеся на супеси и реже на глины. В верти-
кальном разрезе наблюдается приуроченность более тонких осадков к
верхней части. Породы залегают обычно выше уровня грунтовых вод
и имеют твердую, реже полутвердую консистенцию. Они облессовапы
и просадочны. С глубиной плотность рассматриваемых пород несколько
увеличивается: па глубине 0—2 м объемная масса скелета 1,49 г/см3,
на глубине 2—6 м — 1,51 г/см3 и на глубине 6—10 м увеличивается до
1,53 г/см3 (соответственно 35, 59 и 35 определений), а просадочность
уменьшается. Но даже на глубине 10 м еще встречаются просадочные
разности с величиной относительной просадочпости 0,058 при давлении
3-105 Па. Нижняя граница просадочности пород проходит глубже Юм.
Нижнехвалынские породы вблизи Подсыртового уступа обводнены с
глубины 4—12 м, а местами глубже. Заключенные в них воды по степе-
ни минерализации очень пестрые (от 0,3 до 30 г/л), от гидрокарбонат-
ио-кальциевого через сульфатный до хлоридно-иатриевого состава.
Нижнехвалынские отложения Волго-Уральского междуречья пред-
ставлены глинами, суглинками, песками, супесями. Консистенция су-
• Здесь и ниже — по схеме неконсолидированного сдвига.
438
гл инков пестрая: от твердой до текучепластичиой. Пески обычно разно-
зернистые и мелкозернистые, слегка пылеватые. В восточной части меж-
дуречья наблюдается увеличение содержания мелких частиц.
Нижнехвалынские отложения здесь слабо водообильны. Минерали-
зация вод 10—50 г/л, но в понижениях рельефа встречаются менее ми-
нерализованные воды (1—2 г/л).
Поздиехвалынская трансгрессия охватила только южную часть
Прикаспийской впадины до нулевой изогипсы и оставила на ней слой
песчаных осадков мощностью I—3 м, реже 10 м, которые позже подверг-
лись почти повсеместно эоловой переработке. Граница распространения
голоценовой новокаспийской трансгрессии совпадает с горизонталью
—22 м. Ее отложения распространены в узкой прибрежной полосе н пред-
ставлены мелко- или тонкозернистыми песками и супесями с ракушей
мощностью 3—5 м. В настоящее время в связи с понижением уровня
.моря обнажались глинисто-алевритовые осадки низменной примор-
ской равнины.
Субаэральные отложения регрессивных эпох изучены еще
недостаточно. Наиболее распространены так называемые «ательские»
слои средне-позднеплейстоцепового возраста, залегающие под пижне-
хвалынскими морскими осадками. Они вскрываются по долинам рек
Волги, Урала, Большого и Малого Узсней. Представлены преимущест-
венно облессоваиными суглинками, реже супесями мощностью 2—4 м,
иногда 8—9 м. Физические свойства пород изменяются с глубиной:
влажность, объемная масса увеличиваются (хотя и неравномерно), а
просадочиость уменьшается (см. табл. 150). Просадочность пород раз-
лична: на одной и той же глубине встречаются непросадочиые и про-
садочные разности. Последние отличаются меньшей влажностью, мень-
шим объемным весом и повышенным содержанием пылеватых частиц.
В районе Волгограда — Средней Ахтубы при нагрузке 3-105 Па сред-
няя относительная просадочиость суглинков на глубине 1—2 м —
0,05—0,06, на глубине 2—10 м — 0,02—0,04, глубже 10 м она снижается
до 0,003 и менее. Учитывая, что просадочиость ательских пород сущест-
венно уменьшается с глубиной и проявляется в основном до глубины
6 м, реже 10 м от поверхности, в качестве основного мероприятия пе
подготовке пород под основания применяется уплотнение их тяжелыми
3—5-тонными трамбовками. Так, в котлованах при строительстве Волж-
ского химического комбината объемная масса скелета ательских глинис-
тых пород была до уплотнения 1,65 г/см3 (428 определений), после
трамбования — 1,88 г/см3 (2764 определения), на глубине 1 м —
1,78 г/см3 (218 образцов), иа глубине 1,5 м — 1,71 г/см3 (207 образцов)
и на глубине 2 м (где эффекта уплотнения уже нет) — 1,66 г/см3 (167
образцов). Средние значения основных показателей механических
свойств ательских глинистых пород в районе Волгограда Средней
Ахтубы изменяются незначительно. Угол внутреннего трения в условиях
консолидированного сдвига колеблется от 14 до 17°, сцепление — от
0,3-10® до 0,4-105 Па; модуль деформации при естественной влажности
пород и нагрузке до 3-10® Па составляет 200-10®—220-105 Па, а при
замачивании уменьшается до 80-105—90-105 Па.
Водообильность их незначительна. Воды залегают на глубине 10—
15 м. В западной части региона они чаще пресные и солоноватые, в
центральной и восточной — соленые.
Аллювиальные отложения поздпего плейстоцена
и голоцена слагают пойму и I надпойменную террасу. Более древ-
ний аллювий погребен под морскими осадками хвалыпекой трансгрес-
сии. Верхнеплиоцеиовый и нижнеплейстоценовый аллювий залегает на
439
глубине более 30—50 м и не имеет существенного значения для оценки
инженерно-геологических условий. Среднеплейстоценовые аллювиаль-
ные отложения слагают сорокаметровую террасу в районе Низкого За-
волжья. Ее характеристика приведена в описании Волго-Уральского ре-
гиона. На границе с Прикаспийской впадиной она снижается и пере-
крывается хвалынскими морскими осадками. Между Волгоградом и
Астраханью погребенный среднеплейстоцеиовый аллювий замещается
Таблица 154
Гранулометрический состав аллювиальных иесков Волга в районе Волгограда
Qiv	9		0Л	0.4		-0.4	3.0	0,09	оде	1.7
				Русловой аллювий пляжевая фация					•	
Oiv	603	-		,7'е	77.3	3.3	0.4	0,-	0,20	-.7
				пристержневая фация						
Qiv	159	1,9	10,8	37,6	47,7	1,9	0,1	0,13	0.31	2,4
Qiu	26	—	0,8	16,0	74,7	8,1	0,4	0,11	0,19	1,7
Ota	303	1,4	8,2	36,8	51,8	1,8	—	0,13	0,28	1,5
				6г	1зальпш	1 фация				
Qiv	18	8,8	26,8	37,6	24,6	2,2	—	0,20	0,59	2,9
Qu	6	9,7	45,1	32,4	11,7	0,7	—	0,21	0,81	3,8
хазарскими морскими отложениями. В районе Волгограда мощность
среднеплейстоценового (хазарского) аллювия до 50 м, и представлен
он всеми фациями. В основании разреза развиты отложения базальной
фации (разнозернистые пески со значительным содержанием гравия и
гальки) мощностью до 2,5 м. Большую часть толщи слагают пески при-
«трежневой и пляжевой фаций с преобладанием в нижней части разреза
средиезернистых, а в верхней — мелкозернистых разностей (табл. 154).
Среди них встречаются линзы иловатых глин старичной фации мощно-
стью 2 м, иногда до 4—5 м. В кровле залегает пойменный аллювий
(10—14 м), сложенный глинами и суглинками с подчиненными прослоя-
ми супесей и песков. Глинистые породы твердой и полутвердой консис-
тенции с большой объемной массой и невысокой пористостью (табл. 155).
Угол внутреннего трения (консолидированный сдвиг) 21°, сцепление
•£94 •105 Па прн коэффициенте вариации соответствеиио 29 и 59%
(34 определения). В русловом аллювии I надпойменной террасы резко
преобладают мелкозернистые пески, к основанию местами переходящие
440
Таблица 155
Основные показатели физических свойств глинистых пород аллювия в районе Волгоград*
Геологи- ческий индекс	Показатели пластичности. %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественвая влажность, %
	ни ж кий пре- дел	число плас- тичности	влажной по- роды	скелета		
Пойменный аллювий
глины
Qiv	23 —(62)	1|й s	1,86 -^-(62)	1^(62)	0,97 T-(62)	g 1
Qnte	21,0 Vo"04’			^(104) 0,07'	'	0,68 MT**04’	21,9 -^(104> 3,8
			суглинки			
Qiv	~(26)	-^-(26)	7^(26)	7^(26)	—(26)	26 —(26)
Qin t***	19,3 ft*58’				0,71 oft*58»	16,5 ~r(58) 8,0
		Старичный аллювий ил				
Qjv	1 |s ft	104 	(42)	—	0,53 7^(42)	T?(42)	145Д» -TT"(42)
			глины			
Qiv,	28 V^157> 5,0	28 Tl"57’	1,76 oji*157’	>7’	oTS*157*	43,7 iF?<157’
Qiv,	-To'220’	-Г7(22о) Э, I	1,92 fto(220)	oHi*220’	0,86 oS*220’	30,9 -ft*220»
Qnb*		25 Vo'26»	1,96 ift*26’		0,79 STH'26»	77(26) 4,4
Примечен не. Qi. табл. 17.
в средпсзсрнистые мощностью 10—15 м. Базальный горизонт почти не
выражен. Мощность суглинков и супесей пойменного аллювия обычно
не превышает 5 м, возрастая на участках размыва морских глинистых
отложений. Модуль деформации мелкозернистых песков в районе Вол-
гограда по штамповым испытаниям (площадь штампа 5000 см2) в ад-
тервале нагрузок от 0,5-105 до 5-105 Па составляет 289•1О5—318* 10s Па,
среднезернистых — 362-105—620-IO5 Па. Угол внутреннего трения су-
глинков (консолидированный сдвиг) 23°, сцепление 0,321-10s Па (17 оп-
ределений). Модуль деформации при нагрузках до 2'10s Па составляет
270- 10s Па (16 определений). Суглинки и супеси, залегающие с поверх-
ности, облессованы и обладают просадочными свойствами.
Голоценовый аллювий имеет наибольшее распространение и подроб-
но изучен в долине Волги. Мощность аллювия до района Черного Яра
15—30 м, ниже, до вершины дельты — 25—50 м. В составе аллювия
преобладают пески (русловой аллювий), глинистые породы образуют
поверхностный покров (пойменный аллювий) и встречаются на дне сга-
441
ричных водоемов или в виде линз среди песчаной толщи (старичный
аллювий). Пески кварцевые с небольшой примесью полевого шпата (до
10—12%) и еще меньшей глауконита и других минералов (1%, иногда
до 2—3%-). В самых низовьях они обогащаются целой и битой ракушей.
Так, в вершине дельты почти все зерна крупнее 0,25 мм представлены
ее обломками. Пески обычно мелкие и только в нижней части разре-
за— средней крупности. Пески старичного аллювия обычно мельче вме-
щающих их песков руслового аллювия и обогащены растительным дет-
ритом. Среди русловых песков в наибольшей степени развита косая сло-
истость. В верхней части разреза руслового аллювия и в пойменном
аллювии преобладает мелкоплойчатая горизонтальная слоистость и сло-
истость ряби течения. Слоистость песков обусловливает анизотропию их
свойств. Коэффициент фильтрации песков по слоистости в 1,5—2 раза
выше, чем в нормальном к ней направлении (Абрамов, 1957). Плот-
ность песков в зависимости от их крупности характеризуется в районе
Волгограда объемной массой скелета 1,55—1,63 г/см3 для руслового,
1,47—1,52 г/см3 для старичного и около 1,55 г/см3 для пойменного ал-
лювия. Вниз по Волге крупность песков и их плотность уменьшаются.
В вершине дельты, у с. Верхнее Лебяжье в русловом аллювии преобла-
дают мелкозернистые пески с объемной массой скелета 1,50—1,58 .г/см3
(в среднем 1,54 г/см3). Объемная масса скелета тонкозернистых песков
в среднем 1,44 г/см3, среднезернистых — 1,58 г/см3. При объемной мас-
се скелета 1,5 -1,6 г/см3 прочность песков как мелко-, так и среднезер-
нистых примерно одинакова: угол внутреннего трения 30—31°. Но тон-
козернистые, а также мелкие пески с повышенной (более 25—30%)
примесью частиц диаметром менее 0,10 мм отличаются несколько мень-
шей прочностью: угол внутреннего трения 26—29°. Увеличение плотно-
сти аллювиальных песков отражается на их прочности. Мелкие пески
из района с. Верхнее Лебяжье при объемной массе скелета 1,50—
1,52 г/см3 имеют в среднем угол, трения 32° (22 определения), а при
объемной массе 1,56—1,59 г/см3 он возрастает до 34° (10 определений).
Параметр линейности во всех случаях близок к нулю. Сжимаемость пес-
ков изменяется в зависимости от их плотности и крупности. Так, в рай-
оне Волгограда при нагрузках до 2-10s Па модуль деформации мелких
песков с объемной массой скелета 1,51 г/см3 равен 72-108 Па, с объемной
массой 1,55 г/см3 — 164-105 Па, с объемной массой 1,58 г/см3 —
258-105 Па, а для среднезернистых песков с объемной массой 1,57 г/см3—
около 400-10s Па (по осредненным компрессионным кривым, от 4 до
17 определений). В условиях вибрации с частотой 10 Гц мелкие пески
района с. Верхнее Лебяжье значительно снижают свою прочность н
увеличивают сжимаемость при объемной массе скелета ниже
1,54 г/см3.
Пойменный аллювий Волги развит наиболее широко в междуречье
Волги и Ахтубы. Он представлен преимущественно глинистыми отложе-
ниями. На центральной пойме преобладают глины, на прирусловой —
супеси. Мощность пород обычно не превышает 2—3 м, достигая на при-
русловой пойме 5—7 м и даже 10 м на центральной пойме. Показатели
физико-механических свойств пород практически одинаковы па всем
протяжении долины. Средние значения угла внутреннего трения в ус-
ловиях консолидированного сдвига у глин пойменной фации голоцено-
вого аллювия в районе Волгограда—Астрахани колеблются от 14 до
20°; сцепление изменяется от 0,3-105 до 0,5-105 Па; для суглинков те
же показатели соответственно 25—30° и 0,1-Ю5—0.2-105 Па. В условиях
неконсолидированного сдвига угол внутреннего трения и сцепление у
глин и суглинков близки и составляют соответственно 10—13° и
442
0,3-105—0,8-105 Па. Модуль деформации при нагрузках до 2*IIP Па у
глин 30*10®—60- 10s Па, у суглинков — 50*10®—100*10° Па. На состоя-
ние пород существенно влияет гидрологический режим реки, приводя-
щий к периодическому обводнению и осушению верхней части разреза.
Верхняя часть суглинков пойменного аллювия до глубины 2—3 м облес-
сована и местами обладает просадочными свойствами.
Старичные отложения Нижней Волги подробно были изучены
С. П. Абрамовым (1957), В. Д. Галактионовым (1960) и К. М. Пановой
(1969). Они выделяют осадки современных староречий и два яруса по-
гребенных стариц (до 7—9 м и глубже), соответствующие двум этапам
развития долины. Мощность старичных отложений 8—10 м и в отдель-
ных случаях достигает 20 м. На дне современных староречий залегают
сильно гидратированные высокопористые илы от темной до черной ок-
раски, которые в глубину, а нередко и в горизонтальном направлении
переходят в более консолидированные образования — глины, суглинки
и супеси. Последние нередко замещаются песками, содержащими обыч-
но тонкие частые прослои глинистых пород. Среди погребенных старич-
ных образований преобладают глины, в меньшей мере развиты суглип-
ки и супеси. В пелитовой части старичных глинистых пород главная роль
принадлежит минералам группы гидрослюд. Частицы крупнее 0,005 мм
представлены кварцем н в меньшей степени полевыми шпатами (30—
35%). Глины содержат сульфидов до 2—3 %и органического углерода
до 1—2%. Как правило, породы залегают ниже уровня грунтовых вод,
что обусловливает их высокую влажность и высокие значения показате-
ля консистенции. Старичные глины нижнего яруса заметно отличаются
своей пониженной влажностью, более высокой плотностью и меньшей
сжимаемостью от вышележащих примерно при равных показателях
пластичности. Более длительное существование их и большая пригруз-
ка обусловили более значительную консолидацию породы. Средние зна-
чения угла внутреннего трения в условиях неконсолидированного сдви-
га у глин старичной фации в районе Волгограда последовательно воз-
растают от молодых к более древним осадкам, составляя для отложе-
ний современных староречий 4°, для верхнеголоценовых отложений —
5° (верхний ярус) и для иижиеголоцеиовых — 7° (нижний ярус); сцеп-
ление соответственно 0,32*10°, 0,72*10® и 0,90* 105 Па (12, 23 и 54 оп-
ределения). Наибольшие средние значения показателей сдвига у ста-
ричных глин среднеплейстоценового (хазарского) аллювия: угол вну-
треннего трения 8° и сцепление 1*10® Па (15 определений). Старичные
глины относятся к сравнительно трудно размываемым породам. Они
бронируют многие волжские острова и обусловливают образование боль-
шинства перекатов на Ахтубе. Разработка их средствами гидромехани-
зации сильно затруднена.
Аллювий в дельте Волги представлен глинистыми породами в верх-
ней части разреза (2—20 м) и песчаными — в нижней (12—18 м). Об-
щая мощность отложений около 30 м. Нередко встречается тонкое пе-
реслаивание песчаных и глинистых пород. Среди глинистых пород при-
сутствуют супеси, суглинки и глины, встречаются илы. Породы обычно
залегают ниже уровня грунтовых вод и отличаются высокими значения-
ми показателя консистенции, большей сжимаемостью и более низкой,
особенно для глин, прочностью. В условиях неконсолидированного
сдвига средние значения угла внутреннего трения и сцепления глин со-
ставляют соответственно 5—8°, 0,3-10®—0,6* 10® Па, и суглинков — 9—
1<У\ и 0,2* 105—0,5*10® Па. Модуль деформации глин 20-10®—35*10® Па,
суглинков — 25-10®—50*10® Па. В южной части дельты, сформировав-
шейся за последние сто лет и, как правило, заросшей тростником, среди
дельтовых отложений выделяется субфация култучных образовании —
темио-серые и черные вязкие глины и суглинки, пронизанные многочис-
ленными трубчатыми корневищами. Пески дельтовых отложений отно-
сятся к мелко- и тонкозернистым разностям. По ограниченному
числу определений угол внутреннего трения песков 32°, модуль дефор-
мации 55-105 Па. Дельтовые отложения развиты также в низовь-
ях р. Урала: представлены супесями, суглинками, реже песками мощно-
стью около 5 м. Аллювий малых рек (Бол. Иргиза, Бол и Мал.
Узеней) образован преимущественно глинистыми породами мощностью
до 10 м. Пески и супсси встречаются в виде отдельных линз в припо-
дошвенной части разреза.
Водообильность аллювиальных отложений неравномерна, что обус-
ловлено их фациальной неоднородностью, изменчивостью фильтрацион-
ных свойств водовмещающих пород но площади и по разрезу. Разиозер-
иистые пески с включением гравийно-галечного материала (базальные
горизонты аллювия) характеризуются коэффициентом фильтрации от
10 до 150 м/сут, тонкозернистые пески — от 0,2 до 3 м/сут. В низовьях
речных долин пески менее водообильны. Химический состав вод пест-
рый, минерализация увеличивается вниз по течению рек от 0,2 до 5 г/л
н в местах тектонических нарушений, где отмечается разгрузка соленых
вод до 15 г/л. Воды неагрессивные. В пойме Волги отмечается повышен-
ное содержание закисного железа от 8 до 25 мг/л, а в дельте — до
60 мг/л.
Эоловые отложения широко развиты в южной части Прикас-
ийской впадины, в зоне распространения осадков позднехвалыпекой
 новокаспийской трансгрессий. Эоловые пески слагают незакрепленные
и полузакрепленные барханно-грядовые массивы. Мощность отложений
5—6 м, редко достигает 10—15 м. Пески хорошо отсортированы, обыч-
ае мелко- и тонкозернистые, сыпучие, местами слабо уплотнены. По ма-
териалам изысканий Гидропроекта на Нижней Волге в районе с. Верх-
нее Лебяжье содержание фракции 0,25—0,1 мм в среднем составляет
71,8%, фракции 0,1—0,05 мм — 24,9% (156 определений). Средние зна-
чения плотности 2,66 г/см3; объемной массы скелета 1,57 г/см3; коэффи-
циента пористости 0,694%; влажности 2,0%, степени влажности 0,08
(33 определения). Водообильность песков крайне низка и обусловлена
незначительной мощностью водосодержащих пород. Коэффициент филь-
трации 1—5 м/сут, а водоотдача 0,1—0,12. Рыхлые, хорошо проницае-
мые пескн быстро поглощают атмосферные осадки, что способствует оп-
реснению вод. Воды с минерализацией до 1 г/л гидрокарбонатные или
сульфатно-гидрокарбоиатные кальциевые и натриевые, а воды с повы-
шенной минерализацией до 10 г/л — хлоридные натриевые.
Урало-Эмбинское (Подуральское) плато. В плиоцене и в четвер-
тичном периоде Урало-Эмбинское плато было приподнято и являлось
областью денудации. Среди пород, слагающих плато, самыми древними
являются отложения галогенной, карбонатной и красноцветиой терри-
генной формаций пермского — раннетриасового возраста. Они выходят
на поверхность в северной части плато по границе с Волго-Уральским
регвоном, где аналогичные формации широко развиты и хорошо изуче-
ны. Наибольшим распространением пользуются отложения\киммерий-
еко-альпийского структурного этажа, подразделенные на три формации:
терригенную сероцветную, формирование которой происходило с сере-
дины позднего триаса до сеномана; мергельно-меловую позднемелового
возраста; кремнисто-терригенную палеоген-миоценовую. В связи с ак-
тивным проявлением солянокупольных дислокаций породы раздробле-
ны многочисленными сбросами и тектоническими трещинами.
444
Отложения терригенной сероцветной формации чаще
встречаются в северной части плато и на соляных куполах. В составе
формации преобладают глины. Среди них в отложениях верхнего триа-
са, нижней и средней юры встречаются песчано-гравийные пачки, плас-
ты бурых углей и углистых глин. Верхнеюрские глины содержат тонкие
лрослои известняков, мергелей, горючих сланцев, песков и песчаников
•с фосфоритовой галькой. Прослои песков и песчаников с желваками
-фосфоритов характерны также для глинистых толщ нижнего мела и
сеноманского яруса верхнего мела. Глины юры и мела, так же как и
глины позднепермского — раннетриасового возраста твердой консис-
тенции; объемный вес скелета у них ниже, а пористость выше, что сви-
летельствует о более низкой плотности пород (табл. 156). Среди пород
Таблица 156
Основные показатели физических свойств верхнетриасовых, юрских и меловых
глинистых пород
Пункт опробования	Показатели пластич- ности. %		Объемная масса, г/см*		Коэффя- шеит по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
	нижний предел	ЧИСЛО пластич- ности	влажного грунта	скелет группа		
Глины						
Оренбург		-Т<59)	”(59) 4	2,07 о-^28»	1,70 оЗТ(28)	<и»<27)	21,8
«Бузулук		”(9) а	23 ”(9)	ТГ(5)	”(5)	0,84 ”(5)	26 м(9)
."Уральск		27 ~Т-(42) о	29 -Т-(42) О	^(44)	о>>	0,81 оУз(«>	27,3
		Суглинки				
Оренбург			28 -~г(37) о	”(37) &	2,04 ^<19>		0,59 <м?|9>	21,9 -Й<38>
Примечание. См. табл. 17.
•формации обводнены песчано-гравийные пачки и прослои песчаников.
В местах неглубокого залегания воды слабо минерализованы (до
1,5 г/л), гидрокарбонатпые натриевые. По мере погружения пород со-
-став вод изменяется от сульфатного натриевого до хлоридного натрие-
вого.
Отложения мергельно-меловой формации распрост-
ранены наиболее широко; Они слагают поверхность водораздельных
равнин и крылья солянокупольных структур. Среди них преобладают
мергели, часто мелоподобные с прослоями писчего мела, известняков, а
также глин и алевритов *.
В связи с проявлением солянокупольных дислокаций накопление
-осадков кремнисто-терригенной формации происходило не
повсеместно. Они отлагались в компенсационных мульдах, прилегаю-
щих к соляным куполам, а также по границе с Туранской плитой и При-
каспийской впадиной. В составе формации преобладают песчаники, час-
1 Инженерно-геологическая характеристика карбонатных пород дана в описание
Приволжского региона, где они служат основанием многих сооружений (гл. 16).
445
то оноковндные и глинистые с прослоями глин, алевролитов и песков.
Обща я мощность отложений 10—50 м.
Верхнеальпийский структурный этаж сложен маломощными (до»
5 м) элювиально-делювиальными отложениями. Они-
представлены суглинками с различным содержанием дресвы и щебня
в зависимости от состава подстилающих пород. В западной части рай-
она, прилегающей к Прикаспийской впадине, мощность делювиальных
суглинков возрастает до 7—9 м, они приобретают лессовидный облик и
в отдельных случаях обладают просадочными свойствами. Отложения
в той или иной степени засолены к характеризуются воднонеустойчивы*-
ми структурными связями. Нередко в них встречается сингенетический
гипс в виде мелких кристаллов или порошковидных присыпок.
Низкое Заволжье и Общий Сырт. Наибольшее инженерно-геологи-
ческое значение в этом районе имеют плиоцен — четвертичные субаэ-
ральные сыртовые отложения. Они широко распространены по всей тер-
ритории, за исключением волжских террас и днищ самых глубоких до-
лин, достигая мощности 60—70 м. В Заволжье сыртовые отложения
подстилаются морскими плиоценовыми песчано-глинистыми осадками,
на Общем Сырте — верхнепермскими, нижнетриасовыми, юрскими, ме-
ловыми и палеогеновыми породами.
Сыртовые о тл о ж е п и я разделяются на два горизонта. Нижний
горизонт «подсыртовых песков» довольно подробно изучен на между-
речье Вол. Иргиза — Бол. и Мал. Узспями (севернее г. Ершова) в связи
со строительством Саратовского канала. Подсыртовые пески залегают
в этом районе на глубине от 35 до 60 м, а под днищами балок — на
глубине до 15—20 м, вплоть до выхода на поверхность в основании
склопов речных долин и крупных балок. Мощность отложений 20—24 м.
Горизонт сложен не только песками, но в равной мере супесями, свя-
занными между собой переходами. Встречаются слоистые суглинки и
значительно реже глины. Пески кварцевые, преимущественно тонкозер-
нистые. Характерно низкое содержание частиц крупнее 0,1 мм; во мно-
гих случаях (28% исследованных образцов) эти частицы совсем отсут-
ствуют. Объемная масса скелета супесей 1,56 г/см3; плотность 2,70 г/см3.
Прочность глинистых пород рассматриваемого горизонта достаточно-
высокая. В результате 34 определений по схеме неконсолидированного-
сдвига при нагрузках ЫО5—3-105 Па после предварительного замачи-
вания пород под арретиром при сцеплении 0,514-105 Па получено сред-
нее значение угла внутреннего трения, равное 24°. Модуль деформации,
глин при давлениях до 2-10s Па — 140- 10s Па (6 определений), су-
глинков — 73-105 Па (11 определений). Те же показатели при давле-
ниях до 4-105 Па соответственно равны 168-105 и 109-105 Па. Водо-
обильиость горизонта весьма неравномерна, что обусловлено фациаль-
ной изменчивостью отложений.
Сыртовая толща вместе с маломощным чехлом ее дериватов сло-
жена глинами и тяжелыми суглинками при резком преобладании пород
с числом пластичности 15—22 (максимально 26). Сыртовые глины н су-
глинки желто-бурой, желто-корнчневой окраски, а внизу местами крас-
новатой. Это плотные песлоистые, пересушенные вверху породы, с до-
вольно частой сажистой пунктуацией. Вблизи от дневной поверхности,
сыртовые глины и суглинки пронизаны макропорами от сгнивших кор-
ней растений, ходами червей и насекомых, расчленены трещинами и
обогащены включениями карбонатов и гипса. Встречаются погребенные
почвенные горизонты. Мощность толщи 35—60 м. Содержание солей в
глинистых породах очень изменчиво и по результатам нескольких со-
тен определений характеризуется следующими средними величинами:
446
карбонатов 14,1% (максимум 27,8%); сульфатов 0,47% (максимум
18,8%); хлоридов 0,16% (максимум 0,44%). Соли распределены не-
равномерно, образуя горизонты с повышенной концентрацией.
Физические свойства пород изменяются с глубиной: наблюдается
незначительное увеличение дисперсности, влажности и в несколько боль-
шей степени плотности (табл. 157). Результаты опытов па сдвиг по двум
^схемам испытаний дают практически одинаковые результаты, только с
большим разбросом значений по схеме неконсолидированного сдвига с
предварительным замачиванием (табл. 158). Существенно, что породы
Таблица 157
[Изменение физических свойств глинистых пород сыртовой толщи Нижнего Заволжья
с глубиной
Глубина поверхно- сти, и	Показатели пластичности, %		Объемная масса, г/см*		Коэффициент пористости	Естественная влажность, %
	нижний пре- дел	число плас- тичности	влажной по- роды	скелета		
Шурфы
До 2	6Т(8в>	№>		>>	0,75 -^-(56)	
2—5	ТУ»90’	Т5(9О>	$”>	$»>	0,75 -^-(90)	Т5«»>
5—10			о>>		ТГ(86)	
10—15		Ti(29>	>>	1,63 —(23) 0,04' ’	5^(29)	
Скважины
45—20	20 м(51)			0^'	0,65 “(51)	
20—30	20 ,43)				7^(43)	
35—50	-2-(S0)	14.9 -^(»0)	1,97 -^-(80)	^(80)	“(»)	22,3 -37(80)
Примечание. См. табл. 17.
-самой верхней части разреза до 5 м от поверхности имеют меньшую
прочность, чем нижележащие. Нарушение структуры не приводит к сни-
.жению прочности пород. Коэффициент структурной прочности их равен 1.
Сжимаемость пород сыртовой равнины невысокая. Глубже 15—20 м
сжимаемость резко уменьшается (табл. 159).
Сыртовые глины н суглинки до глубины 6 м от поверхности при за-
мачивании дают просадку (но только при давлениях 2-105 Па и выше);
при малых давлениях они слабо набухают. Давление набухания в сред-
нем 0,3-105 Па. Средняя относительная просадочность этих пород при
.давлении 2-105 Па до глубины 2 м от поверхности равно 0,022, в интер-
вале глубин от 2 до 4 м уменьшается до 0,01 (минимально 0,025), глуб-
.же 4 м относительная просадочность меньше 0,01. При давлении
.3-1СР Па относительная просадочность на глубине до 2 м составляет
«0,031, в интервале от 2 до 4 м — 0,017 (максимально 0,041), на глубине
•4—6 м — 0,006 (максимально 0,014).
447
Таблица 158
Прочностные свойства глинистых пород сыртовой толщи Низкого Заволжья
	Сдвигающее усилие (Па) при давлениях, Па			Угол внутрен- него трения, градус	•
Глубина от поверхностно м	1-10»	2-10*	3 10»		Сцепление, 10» Па
		Консолидированный сдвиг			
До 30	0,81 | 0,18	1,23 ю <”>	1,6 1 W74)	-Z"(74)	0,38 -5(74)
		Неконсолидированный сдвиг			
До 30	0,78 0,34 ™	1,21 5—(202) 0,32	1,64 0:40 <М2)	23 -=5(202)	0,35 	(202)
До 5	-^-(57)	1,04 *	/К71	-^(57)	22 —(57)	0,21 -5(57)
			 (*>')			
5—10	(32)	1,24 -5-(32)	-3^(32)	22 -—(32)	0,42 -5(32)
35-50	—	—	—	29 — (21)	0,37 ^-(21)
Примечание. См. табл. 17.
Таблица 159
Сжимаемость глинистых пород сыртовой
толщи Низкого Заволжья
Глубина от поверх- поста» м	Модуль деформацвв (Па) при дав- левкях, Па	
	до 2-10»	до 4.10»
В сыртовой толще форми-
руются воды типа верховодки, от
гидрокарбон атных до сульфатно-
хлоридных при смешанном кати-
онном составе с минерализацией
от 1 до 10 г/л. Менее минерали-
зованные воды приурочены к ба-
лочным понижениям.
1-5	34-840 219	(33)	78—1329 ч
5-10	45—571 298 58—838	“(5)	60—360 254	<’> 73—2053,..,
15—20	321 175—1132	(Ю)	020 <10> 184—6652
20—30	743	(10)	1709 <">
Примечание. В числителе —крайние
значения, в знаменателе — среднее, в скоб-
ках— число определений.
Гидрогеологические условия
Гидрогеологические условия
региона сложны и обусловлены
не только его «труктурно-текто-
ническими особенностями, лито-
лого-фациальной изменчивостью
пород, но и климатическими усло-
виями. В структурно-гидрогеоло-
гическом разрезе выделяются два
водоносных комплекса. Надсоле-
вой комплекс мезокайнозойских
отложений региональным fводо-
упором палеогеновых глин, име-
ющим перерывы лишь в пределах
Урало-Эмбинского плато и Общего Сырта. Он разделяется на нижиий
напорный ярус с водами высокой минерализации и верхний неогеи-чет-
вертичный ярус. В пределах последнего формируются грунтовые воды
безнапорные или слабонапорные с незначительной водообильностью.
Глубина залегания грунтовых вод зависит от рельефа, генезиса водо-
вмещающих пород и нзмепяется от 1 до 20 м. Максимальные глубины
448
отмечаются на высоких террасах, межбугристых и межгрядовых равни-
нах и в сыртовой толще. Питание грунтовых вод имеет спорадический
характер из-за преобладания глинистых пород и осуществляется за
счет атмосферных осадков лишь на локальных участках выхода песча-
ных пород или их неглубокого залегания. В условиях крайне засушли-
вого климата и высокой испаряемости оно происходит в зимне-весеннее
время. Наиболее благоприятные условия для питания — на площади
развития эоловых образований (междуречье Волги и Урала и левобе-
режье Урала). Солянокупольныс структуры оказывают значительное
воздействие иа формирование химического состава вод надсолсвого-
комплекса. По тектоническим зонам дробления высокоминерализован-
ные воды и рассолы мигрируют в вертикальном направлении, повышая
минерализацию вод этого комплекса. Пресные воды спорадически фор-
мируются в виде линз в понижениях мнкро- и мезорельефа, в песчаных
эоловых массивах и по периферии региона.
Современные геологические процессы
Существенное влияние на инженерно-геологические условия регио-
на оказывают карстовые, эоловые, оползневые и эрозионные про-
цессы.
Каменная соль, слагающая ядра соляных куполов, благоприятст-
вует возникновению соляного карста. Наиболее широко он развит в
кровле или краевых частях соляных месторождений (Баскунчак, Индер,
Соль-Илецк и др.) и ввиду высокой растворимости каменной соли
(318 г/л при температуре 25°) развивается чрезвычайно быстро. Раз-
работка соляных месторождений вызывает активизацию процесса и
приводит к образованию карровых полей, воронок и провалов глубиной
до б м.
Песчаные отложения, преобладающие среди осадков позднехвалын-
ской и новокаспийской трансгрессий, подвержены перевеванию. В ес-
тественных условиях большая часть песчаных массивов находится а
закрепленном и пол уза крепленном состоянии. В результате хозяйствен-
ного освоения территории и нерационального использования раститель-
ного покрова значительные массы песка пришли в движение. Агролесо-
мелиоративные мероприятия, предпринятые в начале XX столетия и
особенно в советское время, приостановили развитие эоловых процессов.
Участки распространения хвалынских шоколадных глин в значи-
тельной степени подвержены оползневым процессам, которые наиболее
интенсивно проявляются в долинах рек на уступах террас. Оползневые
массы, сначала служащие своего рода контрфорсом, быстро размыва-
ются, что приводит к нарушению равновесия подмываемого берега и
порождению новых оползней. Так, участок Волгоградского водохрани-
лища (от Волгограда до устья р. Еруслан) за 8 лет переработан на
112 м. При строительстве Саратовского канала была выявлена легкая
размываемость сыртовых глинистых пород. На участках глубокого за-
ложения канала, там, где своевременно нс был обеспечен водоотвод,
происходил интенсивный размыв откосов канала талыми и дождевыми
водами. Эрозионные борозды и рытвины глубиной от 0,1 до 2,5 м и
шириной поверху до 2 м прорезали откосы от верхней бровки до дна ка-
нала. Такие эрозионные формы нередко встречались на расстоянии не-
скольких метров одна за другой, а пораженные ими откосы протягива-
лись на сотни метров вдоль канала. В связи с этим приходилось делать
дополнительные срезки пород на откосах, заделывать промоины. Не нс-
449
-ключено, что линейной эрозии благоприятствовала трещиноватость по-
род как современная, так и реликтовая. В сыртовых породах часто на-
блюдаются псевдоморфозы древних крутопадающих трещин шириной от
нескольких миллиметров до 3 см, выполненные глинистым материалом,
довольно резко отличающимся по своей окраске от вмещающих пород.
ГЛАВА 23
ШЕЛЬФЫ СЕВЕРНЫХ И ЮЖНЫХ МОРЕН »
Береговая зона Черного, Азовского, Каспийского и Балтийского мо-
,рей уже давно интенсивно застраивается сооружениями портового, про-
мышленного, жилищного, дорожного строительства и др. Постепенно
строительными работами захватывается и открытый шельф. Здесь стро-
ятся глубоководные выпуски, морские каналы. Значительного размера
достигла добыча на шельфе строительных песков, оказывающая влия-
ние на устойчивость подводных склонов. Береговая зона морей поляр-
ного бассейна освоена значительно слабее, но и здесь в отдельных рай-
онах ведется строительство различных сооружений.
Шельфы мирового океана и морей, связанных с ним, образовались
в их современном виде в результате позднеплейстоценовой и голоцено-
вой трансгрессии, затопившей в ряде случаев значительные пространст-
ва сушн. В связи с этим наиболее общей особенностью геологического
•строения шельфов является двучленное строение их поверхности. Здесь
выделяется слой голоценовых, как правило, нелитифицированных мор-
ских осадков, а под ним отделенные поверхностью размыва залегают
породы самого различного возраста и состава-с различными инженер-
но-геологическими свойствами. В основном это литифицированные от-
ложения, инженерно-геологическая характеристика которых резко отли-
чается от свойств морских осадков. Эта особенность геологического
'Строения шельфов заставляет одним из основных показателей инженер-
но-геологической характеристики считать мощность голоценовых мор-
ских осадков. В случае, если эта мощность велика (несколько метров),
дэпределяющим показателем в инженерно-геологической характеристике
шельфа являются свойства голоценовых осадков. Если же мощность
мала (десятки сантиметров), то определяющее значение приобретают
состав и свойства подстилающих пород «коренного субстрата». Таким
-образом, инженерно-геологическая характеристика шельфа должна
включать не только данные о доголоценовых породах, обнажающихся
на континенте, но и данные о современных морских осадках.
Северо-западная часть шельфа Черного моря
Шельф северо-западной части Черного моря представляет собой
широкую мелководную отмель, полого погружающуюся в сторону от-
крытого моря. Ширина шельфа изменяется от 80 до 150 км, местами
‘ Кроме авторов, указанных в оглавлении, в составлении настоящего раздела при-
нимали участие Ф. С. Алиев, Ю. Г. Баландин, В. М. Воскобойников, Д. м. Гасанова,
А. А. Гусейнова, Г. И. Иванов, Л. В. Ищенко, А. С. Кампаре. В. А. Мамыкин,
Я. П. Ошння, М. Ф. Ротарь, Э. Я- Скрушпксле, Н. И. Сулимов, Ю. Д. Шуйский,
О. Э. Эвин, А. С. Поляков.
450
увеличивается до 200 км, средние глубины 30—50 м, уклон поверхности
не превышает 1°. Со стороны открытого моря шельф ограничен бровкой
континентального склона, примерно совпадающей с изобатой 100 м.
Берег Черного моря в его северо-западной части разделяется на два
типа: абразионный и аккумулятивный. Первый характеризуется наличи-
ем береговых уступов высотой до 40—45 м, сложенных в основном рых-
лыми породами: глинами позднего сармата и мэотиса, понтическими
известняками, песчано-глинистыми породами куяльника, красно-бурыми
глинами плиоцена и лессовидными суглинками плейстоцена. У основа-
ния клифов тянется бенч (лишенная осадков абразионная поверхность),
граница которого местами прослеживается на глубине 10—12 м. Акку-
мулятивный тип берега характеризуется развитием песчаных пересыпей,
лиманов и реже кос. Протяженность некоторых из них измеряется де-
сятками километров, ширина колеблется от первых сотен метров до.
первых километров.
По своему происхождению шельф северо-западной части Черного-
моря представляет собой краевую часть приморской равнины, погрузив-
шуюся в результате позднеплейстоценовой и голоценовой трансгрессии^
мирового океана под уровень моря. Это в значительной мере определяет
все его морфологические особенности, в том числе и выравненный ха-
рактер поверхности, образовавшейся как под действием субаэральных
процессов, так и в результате абразионно-аккумулятивной деятельно-
сти моря.
На шельфе сохранились в несколько переработанном виде все ос-
новные формы рельефа, характерные для приморской равнины: участки-
понтической поверхности выравнивания, плиоценовые террасы, эрози-
онные врезы и вложенные в них аккумулятивные формы четвертичного-
возраста. Хорошая сохранность континентальных форм рельефа объяс-
няется большой скоростью подъема уровня моря (более 1 м за 100 лет)
и плоским, выравненным характером поверхности, на которую насту-.
пало море. В результате на шельфе хорошо прослеживается система-,
эрозионных врезов. Крупнейший из них — «Одесский желоб» шириной
около 5 км и глубиной 15—22 м, прослеживается от устья Днепро-Буг--
ского лимана до Одесской бухты и является, по-видимому, продолжени-
ем палсодолины Днепра. Система линейно-вытянутых отрицательных
форм установлена также и в других пунктах (продолжение пра-долииы
Днестра, Сараты и других рек).
Геологическое строение, инженерно-геологическая
характеристика пород
Шельф северо-западной части Черного моря подразделяется на две-
неравные части (примерно по меридиану г. Николаева). К западу от
этой линии располагается область относительно стабильная с тенден-
цией к слабому опусканию. Большая часть этой территории покрыта
плащом голоценовых осадков, мощность которых не превышает
1 м, а чаще 20—30 см (рис. 66). Здесь ведущее значение в характерис-
тике инженерно-геологических условий шельфа приобретают подстила-
ющие голоценовые морские осадки коренные породы. Наиболее древние-
отложения, слагающие северо-западную часть шельфа до глубины 20—
30 м, относятся по возрасту к сарматскому, мэотическому, понтическо-
му и куяльницкому ярусам неогена. Отложения верхнего сармата нред--
отавлены плотными серо-зелеными глинами с гнездами тонкозернистых-
песков (встречены в вершине Одесского залива). Отложения мэотиса
45t
вскрываются на обширной плошали от устья Днепро-Бугского лимана
до Одессы. Глины этого возраста слагают нижнюю часть береговых ус-
тупов, широкий бенч и прослеживаются глубже, погружаясь под чет-
вертичные отложения. На поверхности мэотйческих глин местами зале-
гают блоки понтических известняков и красно-бурых глин. Это дает воз-
можность предполагать, что здесь имеют место древние оползневые
смещения двух генераций: более древний на глубине от 10 до 25 м, свя-
занный с базисом эрозии на глубине 45 м, и более молодой на глубине
до 12 м, связанный с базисом эрозии на глубине 8—15 м. Понтические
«отложения встречены на небольших участках около с. Санжейки и в
Рис. 66. Схема распространения основных комплексов голоценовых осадков на шель-
фе Черного и Азовского морей.
*1 — ракушечники песчанистые, пески с ракушей; 2 — ракушечники илистые; 3 —
илы алевритово-глинистые с ракушей; 4 — илы алевритово-глинистые с редким вклю-
чением ракушн; 5 — глубина залегания доголоцеповых пород; 6 — участки шельфа,
где глубина залегания доголоценовых пород не установлена; 7 —край шельфа
40 км к востоку от Одессы. Представлены они известняками-ракушечни-
ками, свойства которых охарактеризованы при описании Причерномор-
ской впадины (гл. 20). Куяльницкие отложения вскрыты скважинами в
50—70 км к югу от Одессы. Представлены они тонко- и мелкозернисты-
ми песками и гидрослюдными известковистыми плотными глинами сум-
марной мощностью 15—16 м. В затопленных палеодолинах Дуная, Дне-
стра, Днепра и других рек вскрыты аллювиальные отложения верхнего
плиоцена, кровля которых располагается на отметках —20, —36,8 м.
Мощность отложений колеблется от 2,8 до 25,6 м. Представлены они
глинами, песками, галечниками. Основные показатели физических
•свойств неогеновых глин приведены в табл. 160.
Отложения неогена перекрываются четвертичными образованиями
различного возраста, генезиса и состава, формировавшимися в период
оледенения, когда вся площадь современного шельфа представляла со-
бой сушу. В этой зоне в то время на междуречьях происходило накоп-
ление мощной толщи лессовых пород, а в долинах рек — аллювиаль-
ных отложений. В соответствии с этим континентальные образования
•плейстоцена представлены лессовыми породами и песчано-алеврито-
жым, реже глинистым аллювием (рис. 67). Представление о физико-
452
Таблица 160
'Основные показатели физических свойств неогеновых глии
(средние значении)
Район опробования	Число определе- ний	Показатели пластично- сти» %		Объемная мас- са, г/см*		Коэффициент по- ристости	Естественная влажность, %
		НИЖНИЙ □редел	число пла- стичности	о 3 si	скелета		
Побережье Мал. Аджалыкского лимана . Акватория и взморье Мал. Аджалыкского	25	24	24	1,99	1,57	0,766	27
лимана 		28	25	25	1,95	1,52	0,817	28
Там же, слой 0—2 м		11	27	27	1,94	1,49	0,832	29
^Побережье Одесской бухты		27	26	22	2,00		0,726	26
Акватория Одесской бухты		22	25	23	1,99	—	0,743	26
«Побережье и акватория Сухого лимана .	900	26	25	1,97		0,770	25
Там же выше нулевой отметки		300	29	28	1,91		0,870	31
Там же ниже нулевой отметки		650	24	22	2,00	—	0.720	27
механических свойствах лессовых отложений
в сопоставлении со свой*
«ствами аналогичных по возрасту и составу пород, распространенных
«яа побережье, дано в табл. 161.
с
ы20п
Рис. 67. Схематический геологический разрез прибрежной части шельфа Черного
моря в районе устья Днестра (по М. Ф. Ротарю, 1974)
1 — голоценовые пески и рыхлые песчаники бара (mlV); 2 — голоценовые мор-
ские илы с линзами песков на участке аккумуляции глинистого материала
(mlV); 3 — верхнеплейстоценовые лессы (LIII); 4 — верхнеплейстоценовые ал-
лювиальные пески с линзами глин на участках эрозионных врезов Сарата и др.
(alll); 5-нижне- и среднеплейстоценовые лессы (Li—II); 6 —озерные глины
додревнеэвксинского возраста (III—</£); 7 — аллювиальные плиоцен-четвертич-
ные глины (aNz—Qr); 8 — верхнеплиоцеиовые пески (А/| ); 9 — глины понтиче-
ского яруса (М§); ‘10 —граница между генетическими типами отложений; 11 —
литологические границы; 12 — буровые скважины
453
Как видно из таблицы, длительное погружение лессовых пород под
уровень моря приводит к разрушению их структуры и превращению в
среднеплотную глинистую породу (коэффициент пористости 0,61—
0,74). Показатели прочности н сжимаемости характеризуются следую-
щими средними цифрами: угол внутреннего трения 18^; сцепление
0,4« 105 Па, компрессионный модуль общей деформации 30-10s—60-
• 10s Па при нагрузке 1 • 105—3-105 Па.
Таблица 161
Основные показатели физических свойств лессовых пород
Район опробова- ния	Породи	Показатели пластич- ности, %		Объемная масса, г/см’		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
		НИЖНИЙ предел	число пла- стичности	пляжной породы	скелета		
Побережье	суглинок	15 93	14 203	. 1,62 93	1,42 93	0,89 753	13,8 266
Шельф	то же	18 31	14 31	2,94 27	1,72 • 27	0,61 27	22,1 30
Побережье	глина	19 34	19 34	1,85 34	1,55 34	0,75  -34	17,5 34
Шельф	то же	23 18	22 18	1,98 14	1,57 14	0,74 14	25,3 19
Примечание. В числителе указаны средние значения, в знаменателе—число оп-
ределений.
Аллювиальные отложения плейстоценового возраста выполняют
древние долины Днепра, Днестра и других рек, а также ядро Одесской
банки. Представлены они в низах разреза галечниками, выше песками
различного состава. Аллювий в погребенных долинах встречен на глуби-
не 26—40 м, мощность его колеблется от 3 до 14 м. В устьевых частях
Таблица 162
Основные показатели физических свойств лиманных «лов позднего плейстоцена
Район опробования	Породы	Показатели плас- тичности. %		Объемная масса, г/см’		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %
		нижний предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета		
Вблизи устья Сухо-	ИЛ	32	32	1,72	1,21	1,238	43,7
го лимана		10	10	10	10	10	10
Одесская бухта		25	28	1,20		1,326	44,7
	то же	6	6	6	—	6	6
Акватория Мал. Ад-		35	31	1,54	0,91	1,695	69
жалыкского лима-	то же						
иа		6	6	6	6	6	6
Примечание. См. табл. 16).
454
лиманов и подводном продолжении палеодолин Днепра, Днестра и дру-
гих рек встречены лиманные образования позднего плейстоцена. Пока-
затели физических свойств лиманных илов приведены в табл. 162. Го-
лоценовые морские осадки залегают на размытой поверхности, сложен-
ной описанными выше доголоценовыми породами. Основную роль сре-
ди этих отложений играют ракушечники (более 50%) с различной при-
месью песчаного или глинистого материала. Песчанистость их возрас-
тает по направлению к прибрежной зоне, а глинистость — в сторону
края шельфа. Помимо охарактеризованных выше, в западной части
северо-западного шельфа Черного моря распространены и существенно
иные осадки, представленные глинистыми и алевритовыми илами
с небольшой примесью ракуши. Эти отложения распространены
в зоне, примыкающей к побережью между Дунаем и устьем Днеп-
ра, где они в виде строго локальных и сравнительно небольших участков
заполняют понижения в рельефе дна, связанные с плейстоценовыми до-
линами рек, а также авандельту Дуная и современные лиманы. Мощ-
ность голоценовых глинистых илов в крупной впадине к югу от Одессы
(Днепровский желоб) достигает нескольких метров. Мощность алев-
ритово-глинистых илов авандельты Дуная около 1 м. Эти локальные
участки выглядят своеобразными аномалиями среди обширного поля
маломощных ракушечников, развитых в западной части шельфа
Черного моря. Глинистые илы с отдельными раковинами моллюсков за-
легают также на краю шельфа, где они постепенно замешают ракушеч-
ники. Обобщенные характеристики физических свойств илов приведены
в табл. 163. Характерные показатели прочностных свойств илов следую-
Таблица 163
Основные показатели физических свойств илов голоцена
(средние значения)
Район опробовании	Число опреде- лений	Показатели пластич- ности, %		Объемная масса, г/см*		Коэф- фици- ент по- ристо- сти	Естествен- ная влаж- ность, %
		НИЖНИЙ предел	число плас- тичности	влажной породы	скелета		
.Мал. Аджалыкский лиман		27—41	29	27	1,43	0,87	2,17	82
-Одесская бухта . . .	14—17	23	21	1,77		1,34	47
Шельф глубже изоба- ты 50 м 		8—11	26	41	1,41	0,66	2,93	116
Авандельта Дуная. .	7	23,7—53,9	15,0-37,4	1,32	0,69	—	67,2—95,0
лцие. В Мал. Аджалыкском лимане: угол внутреннего трения 4—8°,
сцепление 0,02-105—0,03-105 Па; в Одесской бухте соответственно 9—
14° и 0,04-105—0,22-Ю5 Па. Область северо-западного шельфа, распо-
ложенная восточнее меридиана г. Николаева и примыкающая к запад-
ному Крыму, характеризуется в целом принципиально иными инженер-
ло-геологическими условиями. Эти условия сходны с описанными выше
районами лишь в узкой береговой зоне, где действуют волновые про-
цессы. Собственно же шельф этого района, испытывающий интенсивное
новейшее опускание, отличается весьма значительными мощностями
морских голоценовых осадков, величина которых колеблется от 1 м до
.нескольких метров. В соответствии с этим инженерно-геологические ус-
455
ловия данной области северо-западного шельфа Черного моря опреде-
ляются в основном свойствами этих осадков. Состав и свойства их так-
же резко отличаются от характеристик осадков западной части описы-
ваемого шельфа. На шельфе западного Крыма резко преобладают гли-
нистые и глинисто-алевритовые илы со сравнительно небольшим
содержанием раковин моллюсков. По своим физико-механическим свой-
ствам эти осадки близки илам, покрывающим внешний край западной
области шельфа. Естественная влажность у них колеблется
от 77,6 до 110,1 %; пластичность (нижний предел) — от 34 до 40%, чис-
ло пластичности — от 30,6 до 48,3.
Породы доголоценового возраста, подстилающие описанные выше
морские осадки, не были вскрыты бурением. Однако есть все основания
полагать, что это главным образом лессовидные суглинки и аллювий
плейстоцена во всем подобные распространенным в западной части
шельфа.
Современные геологические процессы
Шельф северо-западной части Черного моря, особенно в его при-
брежной мелководной части, является ареной активного развития со-
временных геологических процессов: абразии и аккумуляций.
Абразии подвергаются берега различного геологического строения,
если они не защищены достаточно широким пляжем. Активизации аб-
разии способствует погружение берега. Ускорение абразионных процес-
сов в последние десятилетия связано также с истощением пляжей, свя-
занным с разработкой песчаного материала на пересыпях, пляжах и
морском дне. Скорость абразии зависит от состава и физико-механиче-
ских свойств пород, слагающих береговые уступы. Так, в Одессе, где
берега сложены мэотическими глинами и понтическими известняками,
за 63 года отступание берега достигло 52 м. Скорость переработки
берегов, сложенных лессовыми и песчано-глинистыми породами, зна-
чительно выше и изменяется от 1 до 7 м в год, возрастая в отдельные
годы до 15—20 м. Наблюдения показали, что абразия захваты-
вает не только надводную часть береговых откосов, но и подводную
на глубину 4—5 м. Объем материала, полученного при подводном
размыве, оказывается больше, чем при надводном. Почти повсеместно-
абразия вызывает развитие обвально-оползиевых явлений. Местами ба-
зис оползневых смещений проходит ниже уровня моря иа 3—10 м.
Одновременно с абразией происходит аккумуляция материала. Как
отмечалось выше, из-за преимущественно алевритово-глинистого со-
става пород, слагающих побережье, количество материала, сносимого-
с равнины и поступающего за счет разрушения берегов, невелико, и он
разносится на большую площадь. Невелик и транзитный твердый сток
рек, так как в связи с подпором со стороны моря устьевые части рек
превращены в лиманы, где оседает большая часть влекомого и значи-
тельная часть взвешенного материала.
Все это приводит к тому, что образование пляжей наблюдается
только на небольших по протяженности участках в вершинах бухт Одес-
ской, Жебриякской, Рыбаковской и др. Скорость нарастания пляжей
местами достигает 1,5—2,4 м в год, но в большинстве случаев значи-
тельно меньше. Исключением является дельта Дуная, где наращивание-
берега местами достигает 6—8 м в год.
456
Азовское море
Азовское море, глубина которого не превышает 15 м, целиком шель-
фовое. Этот бассейн располагается в пределах Причерноморской низ-
менности и имеет значительное сходство с северо-западным шельфом
Черного моря. Это дает возможность дать приближенную инженерно-
геологическую характеристику Азовского моря, сопоставляя его с со-
ответствующими районами северо-западного шельфа Черного моря, так
как специальных инженерно-геологических исследований здесь не про-
водилось, Дно Азовского моря выравнено в большей степени, чем се-
веро-запад Черного моря. Оно так же полого погружается к югу в сто-
рону Керченского и Таманского полуостровов. Однако здесь имеется
целый ряд пологих выступов рельефа первично субаэрального проис-
хождения, представляющих собой остатки водоразделов обширных реч-
ных долин и озерных котловин, существовавших на месте Азовского
моря еще в позднем плейстоцене. Берега Азовского моря относятся к
абразионному и аккумулятивному типам. Большая часть абразионных
берегов сложена рыхлыми породами: лессами плейстоцена п глинами
верхнего плиоцена. Па северном и восточном побережьях абразионные
уступы осложнены оползнями. Лишь на берегах Керченского п-ова
имеются абразионные участки, сложенные более прочными известня-
ками неогена. Протяженность аккумулятивных берегов достаточно ве-
лика. Преобладают косы, сложенные песками и р а кушей. Пересыпь —
Арабатская стрелка — образует весь западный берег моря.
Азовский бассейн с точки зрения геологического строения его дна
подразделяется на две части: северную и южную, примерно по паралле-
ли г. Приморско-Ахтарска. Северная часть дна Азовского моря пред-
ставляет собой собственно склон Украинского кристаллического мас-
сива и поэтому отличается тектонической стабильностью. Она наибо-
лее мелководна и на большей части дна характеризуется минимальны-
ми мощностями морских голоценовых осадков (первые метры). Резкое
увеличение мощности осадков происходит лишь на отдельных участках
этой зоны, примыкающих к оконечностям кос северного побережья, а
также в Таганрогском заливе (см. рис. 74). Под сравнительно маломощ-
ными морскими голоценовыми осадками залегают континентальные по-
роды плейстоцена, представленные лессами, а также песками и алеври-
тами аллювиально-озерного генезиса. Данных о свойствах этих отло-
жений дна Азовского моря нет, однако можно полагать, что они близки
к свойствам таких же отложений, слагающих дно северо-западной части
Черного моря. Близкое залегание этих пород к поверхности дна в значи-
тельной степени определяет более благоприятные инженерно-геологиче-
ские условия севера Азовского моря. Среди морских голоценовых осад-
ков северной части Азовского моря в равной степени распространены
ракушечники (преобладают глинистые) и глинисто-алевритовые илы,
в различной степени обогащенные раковинами моллюсков. Литологиче-
ски эти осадки весьма схожи с описанными выше осадками северо-за-
падной части шельфа Черного моря. Надо полагать, что и физико-ме-
ханические свойства их близки.
Южная часть бассейна, прилегающая к Керченскому и Таманско-
му полуостровам, располагается в пределах Индоло-Кубанского прогиба
« испытывает интенсивное погружение. Мощность морских голоценовых
осадков достигает здесь первых десятков метров. Среди них преоблада-
ют глинистые и глинисто-алевритовые илы с различной по количеству
примесью раковин моллюсков. По своим литологическим характеристи-
кам эти илы и осадки прилегающей к западному Крыму части северо-
457
западного шельфа Черного моря можно отнести к одному типу. Сходны
и их физико-механические свойства (табл. 164).
По данным бурения в южной части Азовского моря в основании
описанной мощной толщи неуплотиенных илов вскрыты континен-
тальные породы, представленные так же, как и на севере, лессовид-
ными суглинками и аллювиальными песками и алевритами. Однако
из-за глубокого залегания их роль в определении инженерно-геоло-
гических условий дна южной части Азовского моря невелика.
Таблица 164
Основные показателя физических свойств голоценовых осадков Керченского пролива
Породы	Показатели пластич- ности, %		Объемная масса, г/см*	Естественная влажность, %.
	иижннй предел	число плас- тичности		
Илы глинисто-алевритовые с ракушей Илы глинисто-алевритовые слабо рако- винные 	 Илы алевритово-глинистые	 Илистые пески с ракушей		25,6 27,9	33,4 23,9	1,9—2,02 1,55-1,67 1,39 2,14—2,19	30,9—48,3 52,5—84,4 104,8 27,9—24,4.
В пределах Керченского пролива, соединяющего Азовское море с
Черным, коренной цоколь сложен известняками, глинами и мергелями
сарматского возраста и перекрыт лнтифицироваииыми отложениями го-
лоцена мощностью от 1 до 30 м и более. В основном они представлены
алевритово-глинистыми илами с довольно значительным количеством-
ракуши. Часто илы обогащаются песчаным материалом и переходят в
слабоглинистые песчано-ракушечные осадки. Таким образом, иа боль-
шей части дна Керченского пролива (как и всей южной части дна Азов-
ского моря) инженерно-геологические условия определяются в основ-
ном свойствами голоценовых осадков (см. табл. 164).
Каспийское море
Каспийское море представляет собой замкнутый бессточный водо-
ем и занимает наиболее погруженную часть Каспийской впадины.
В структурном и морфологическом отиошеиии Каспийское море может
быть подразделено на три части: северную, отвечающую юго-восточной-
окраине Русской платформы; среднюю, представляющую собой зону со-
членения эпигерцииской Скифской плиты и альпийских складчатых,
сооружений Кавказа, и южную, находящуюся в пределах горно-
складчатых сооружений Кавказа. Здесь рассматривается только се-
верная, платформенная часть.
Дно северной части Каспийского моря, выровненное, осложнено*
банками (Новинской, Жесткой, Ракушечной и др), где глубина моря
уменьшается до 0,5—3 м. В строении дна моря до глубины 20—30 м-
принимают участие отложения хвалыиского яруса, перекрытые голоце-
новыми осадками. Следует отметить, что хотя дно северного Каспия
относительно выровнено, рельеф кровли хвалынских отложений, по-ви-
димому, отличается большей неровностью. Если судить но некоторым
данным, полученным в дельте Волги, глубина залегания кровли хва-
458
лынеких отложений там может колебаться от 0 до 15 м. Такие же мощ-
ности голоценовых осадков можно принять и для всего северного Кас-
пия. Следует добавить, что наличие выступов на дне литифицирован-
ных доголоценовых пород или по крайней мере их неглубокое залегание
под диом может быть обусловлено влиянием соляной тектоники, а не
только реликтами субаэрального рельефа. Такие структуры особенно
развиты в северо-восточной части северного Каспия. Хвалынские отло-
жения представлены глинами с прослоями н линзами известняков-ра-
кушечников и мергелей небольшой мощности. Общая мощность этих от-
ложений достигает 100 м. В конце хвалынского и в начале новокаспий-
ского (голоценового) этапов развития Каспийского моря происходило
значительное понижение его уровня (по-видимому не менее 30 м).
В этот период большая часть северного Каспия была сушей, с чем свя-
зана высокая степень литификации пород хвалынского возраста.
Голоценовые же осадки, залегающие с поверхности дна, представ-
лены в основном нелитифицированными алеврито-глинистыми илами с
различной примесью ракуши, а местами и песчаного материала. При
этом строение толщ современных отложений типично для подводных
дельт больших рек: более грубые песчаные осадки прибрежной зоны
сменяются в направлении открытого моря все более тонкими (вначале
мелкими и тонкими песками, затем грубыми и тонкими алевритами с
возрастающим содержанием пелитовых фракций). В вертикальном раз-
резе толща осадков неоднородна: песчаные разности разной крупности
неоднократно сменяются алевритами и даже глинами, что указывает на
миграцию устьев рек, изменение уровня Каспийского моря и объемов
твердого стока.
Инженерно-геологические свойства хвалынских и голоценовых
осадков в этой части акватории до настоящего времени не изучены и
поэтому их характеристика здесь не приводится.
Балтийское море
Балтийское море представляет собой полузамкнутый внутрикон-
типентальный бассейн, соединенный с Северным морем неглубокими
проливами. Средняя глубина Балтийского моря 86 м, максимальная
455 м. В пределах Советского сектора расположена преимущественно
мелководная часть моря — широкие прибрежные отмели и большое
число каменистых банок, но частично входит и ряд относительно глубо-
ководных впадин: Гданьская (глубиной около 100 м), Готландская
(свыше 200 м), Северо-Балтийская (свыше 100 м), впадины централь-
ной части Финского залива (свыше 100 м). Особенности геологического
строения дна Советского сектора Балтийского моря определяются при-
уроченностью его к двум крупным структурам: Балтийскому щиту с
его южным склоном и Прибалтийской синеклизе. Существенную роль
играют блоковые перемещения фундамента, придавшие дну моря сту-
пенчатое строение и приведшие к образованию крупных морфострук-
тур: желобов и впадин. По геофизическим данным в осадочном чехле
шельфа прослеживается ряд крупных иеотектонических нарушений
(сбросов) протяженностью от 20 до 150 км. Характерной особенностью
шельфа в пределах Балтийского щита (восточная часть Финского и
Выборгский заливы) является близкое залегание пород кристалличе-
ского фундамента, представленных гранитогнейсами архея и протеро-
зоя, местами перекрытых аркозовыми песчаниками и ламинаритовыми
глинами, а местами осадками четвертичного возраста мощностью от 1—2
до 8—10 м. Остальная часть Финского залива располагается в преде-
459
лах более глубокозалегающей части южного склона Балтийского щита^
Сюда относится также часть акватории, омывающей берега Эстонского
архипелага (за исключением западного и южного берегов острова Са-
арема) и восточного побережья Рижского залива. Дочетвертичные по-
роды представлены здесь терригенными отложениями венда и нижнего
кембрия и карбонатными породами ордовика и силура. На небольшом
участке Рижского залива распространены также терригенные и карбо-
натно-терригенные отложения среднего и верхнего девона.
Вдоль побережья Финского залива на всем его протяжении тя-
нется абразионно-аккумулятивная равнина, образующая прибрежную
отмель с небольшими глубинами (в основном до 10 м, изредка до 50 м)_
Рельеф морского дна сильно расчленен ложбинами глубиной до 40 м,
перемежающимися с банками и островами. Плоский выровненный*
рельеф наблюдается только в заливах, непосредственно примыкающих к
устьям рек Невы, Луги, Нарвы и др. Прибрежная отмель здесь преиму-
щественно аккумулятивного характера с отложениями мощностью более-
30 м. Преобладают низменные берега бухтового типа. Вдоль северного
побережья Эстонии прибрежная отмель более узкая и имеет абразион-
ный характер. Преобладают высокие обрывистые берега, сложенные
известняками ордовика (глинт), расчлененные мысами и бухтами.
В связи с тем что в настоящее время происходит поднятие северо-
восточной части побережья Балтийского моря, процессы аккумуляции
там выражены слабо и приурочены лишь к вогнутым участкам берего-
вой линии — бухтам и заливам. В каждой бухте существуют локальные
потоки наносов, зарождающиеся обычно у полуостровов и мысов, разде-
ляющих бухты. Эти потоки направлены в противоположные стороны к
вершинам бухт, где происходит аккумуляция наносов. В результате во
многих местах перед береговым обрывом располагается небольшая по
ширине аккумулятивная терраса.
У подножия глинта широко развиты конусы осыпания и обвалы.
Иногда отчетливо выражена подводная абразионная платформа (беич)„
усеянная валунами, вынесенными из моря, или валунами и глыбами ко-
ренных карбонатных пород. В пределах Эстонского архипелага абра-
зионная равнина развита особенно широко. На ней находится более
800 островов, сложенных карбонатными породами нижнего палеозоя
и моренными отложениями. В пределах прибрежной абразионно-акку-
мулятивной равнины, примыкающей к северо-восточным берегам, выде-
ляются участки с преобладанием современных морских отложений под-
водного склона и нерасчлеиениых озерно-ледниковых и морских глин.
Часто из-за маломощности четвертичного покрова большое инженерно-
геологическое значение приобретают и дочетвертичные породы. В сто-
рону открытого моря выровненная прибрежно-аккумулятивная равнина
сменяется всхолмленной равниной с унаследованными экзарационны-
ми и аккумулятивными формами ледникового рельефа. Она занимает
восточную расширенную часть Финского залива и верхние части скло-
нов Готландской и Гданьской впадин, а также подводную седловину
между ними. Глубина акватории увеличивается здесь до 100 м. Широко-
распространены ледниковые формы рельефа — многочисленные холмы
и гряды, чередующиеся с котловинами и ложбинами. На склонах впа-
дин часто обнажаются ледниковые и позднеледниковыс отложения. Это
свидетельствует о большой гидродинамической активности придонных
вод, не позволяющих отлагаться здесь современным морским осадкам.
Последние заполняют ложбины и другие понижения морского Дна. Дно-
моря покрыто в этом районе ледниковыми, озерно-ледниковыми и мор-
скими отложениями.
460
Вдоль склонов Финского и Северо-Балтийского желобов, к северо-
востоку от Готландской впадины, а также вдоль восточного ее борта
располагается структурно-денудационная равнина с характерным куэс-
товым ландшафтом, выработанным в иижиепалеозойских породах.
Встречаются также реликтовые формы ледниковой аккумуляции и экза-
рации. Склоны Готландской впадины осложнены серией крутых уступов,
вероятно, тектонического происхождения. Отмечаются террасы на глу-
бинах 30—33 м и около 60 м и террасовидная поверхность на глубине
94—98 м. Из-за маломощности четвертичных отложений инженерно-
геологические условия определяются здесь в основном свойствами пород:
коренной основы.
Наиболее погруженные части Балтийской синеклизы занимают
впадина Рижского залива, Готландская и Гданьская впадины. Впади-
на Рижского залива представляет собой аккумулятивную равнину с
почти ровным дном глубиной до 45 м. Лишь на западном и восточном
склонах имеются небольшие понижения, вытянутые вдоль берега мо-
ря. В северной части залива рельеф дна более расчлененный, абрази-
онный. Впадина является областью новейшего прогибания, отчасти ком-
пенсированного осадконакоплением. В ее пределах распространены
озерно-ледниковые и морские отложения общей мощностью 80—100 м.
Готландская впадина заходит в пределы Советского сектора Бал-
тийского моря лишь своей восточной частью с максимальной глубиной
до 200 м. Ровное дно впадины покрыто слоем рыхлых осадков мощно-
стью более 50 м. Гданьская впадина представляет собой подводную
котловину с хорошо выровненным дном. Максимальные глубины до-
стигают 115 м. В пределах впадины распространены озерпо-леднико-
вые и морские отложения значительной мощности.
Как видно из приведенного описания, в строении дна Балтийского
моря принимают участие ледниковые и ледниково-озерные отложения
плейстоцена, перекрытые голоценовыми морскими илами, в целом не-
большой мощности. Наиболее характерной особенностью является
крайне неравномерное распределение как фаций, так и мощностей го-
лоценовых осадков, что связано с расчлененным реликтово-ледниковым
рельефом дна Балтики. Выступы рельефа, где обнажаются ледниковые
отложения или залегают маломощные песчанистые осадки, чередуются
с глубокими впадинами, заполненными довольно мощными толщами су-
щественно глинистых илов. Некоторые данные о физико-механических
свойствах пород приведены в табл. 165.
Таблица 165*
Основные показатели физических свойств четвертичных отложений
дна Балтийского моря
(средние значения)
Отложения	Покюатели пластич- ности, %		Объемная масса, г/см’		Коэффи- циент по* рнстоств	Естествен- ная влаж- ность, %
	НИЖНИЙ предел	число плас* ТНЧПОСТИ	влажной породы	скелета		
Современные глинистые илы Послеледниковые морские	62	20	1,50	0,80	3,0	95
глины 		30	30	1,50	0,83	2,5	80
Ледниково-озерные глины .	20	12	1,85	1,43	0,9	33
Моренные суглинки ....	18	11	2,08	1,73	0,6	22’
461
Шельф морей Полярного бассейна
(Белого, Баренцева, Печорского)
Шельф северных морей представляет собой затопленную часть
Русской платформы. В связи с активными неотектоническими движе-
ниями, сопровождавшимися разломами и блоковыми перемещениями,
морфология шельфа отличается большой сложностью. Приподнятые
участки — мелководия (Беломорское, Мурманское, Канино-Колгусв-
ское и Печорское) и банки (Мурманская и Гусиная) глубиной 50—
400 м, занимающие большую часть шельфа, разделены понижениями —
желобами (Нордкапский и Кандалакшинский) глубиной 250—330 м.
Геологические структуры на шельфе являются продолжением структур
соседних участков континента, и в их строении принимают участие од-
новозрастные толщи и однотипные формации. Так, в акватории Белого
моря дочетвертичный цоколь шельфа сложен преимущественно порода-
ми фундамента, в западной части Баренцева моря (у берегов Кольско-
го полуострова) — рифейско-нижнекембрийскими морскими терриген-
ными образованиями (песчаники, алевролиты, сильно измененные гли-
ны), в центральной части, где структуры шельфа являются продолже-
нием Московской синеклизы — всрхнспермскими континентальными
краспоцветными отложениями (пески, глины, мергели). В восточной ча-
сти на продолжении Печорской синеклизы цоколь шельфа сложен мор-
скими терригенными осадками позднеюрского, мелового, палеогенового
и неогенового возраста (пески, алевриты, глины).
Основными событиями неоген-четвертичной истории шельфа, опре-
делившими мощность, строение и фациальный состав покрывающих его
отложений этого времени, явились неоднократные перемещения бере-
говой линии, связанные с вертикальными движениями суши и экстати-
ческими колебаниями уровня Мирового океана, и многократные оле-
денения островов и береговой части континента. Наиболее низкое стоя-
ние моря (—350 м) наблюдалось, по-видимому, в позднем плиоцене
(Стрелков, 1970), когда была осушена не только вся шельфовая зона,
но и располагающаяся севернее и восточнее Баренцево-Карская пли-
та. В последующие этапы истории положение уровня моря изменилось
от —200 —250 м перед началом бореальной трансгрессии до 80 -180 м
выше его современного стояния в период средне- н позднеплсйстоце-
новых трансгрессий. В голоцене колебания уровня моря не превышали
нескольких десятков или первой сотни метров.
Осадконакопление в четвертичное время происходило преимущест-
венно в морских условиях путем переноса материала плавающими мор-
скими льдами. Лишь в периоды наиболее значительных потеплений про-
исходило накопление осадков обычного морского типа. В период ре-
грессий на положительных элементах морского дна осадконакопление
сменялось интенсивным размывом, происходившим в большинстве слу-
чаев в мелководных морских условиях. Рыхлый четвертичный покров
на шельфах морей полярного бассейна представлен осадками леднико-
вого, озерно-ледникового, ледово-морского, аллювиального, ледниково-
морского и морского генезиса с весьма пестрым литологическим соста-
вом (грубообломочные отложения, пески, супеси, суглинки и глины, в
большинстве случаев с высоким содержанием обломочного материала).
<3 поверхности залегают пески и илы алевритового и пелитового соста-
ва, находящиеся в начальных стадиях диагенеза. Местами встречаются
биогенные кремнистые н карбонатные разности осадков, но они имеют
подчиненное значение. Так, например, в Белом море разрез начинается
валунными суглинками, супесями и песками (низы верхнего плейсто-
462
цена) мощностью 3—11 м, лежащими непосредственно на извержен-
ных и метаморфических породах кристаллического фундамента. Выше
почти повсеместно залегают ледниковые и ледниково-морские отложе-
ния (верхи верхнего плейстоцена и низы голоцена), представленные
песками, супесями и суглинками с гравием и галькой мощностью от
1 до 15 м, перекрытые слабоуплотненными безвалунными морскими*
осадками песчаного и глинистого состава (верхи голоцена) мощностью-
от 1—2 до 10—12 м. Степень дисперсности осадков обычно возрастает
по мере удаления от берега и увеличения глубины морского бассейна.
Кроме того, тонкие глинистые осадки значительной мощности, обычно*
переслаивающиеся с песками, встречаются в закрытых бухтах и фиор-
дах Кольского п-ова. В прибрежной зоне широко распространены ал-
лювиальио-морские осадки песчаного и гравийно-галечного состава не-
большой мощности (первые метры). Данные о свойствах глинистых по-
род позднего плейстоцена приведены в табл. 166. Плотность этих пород
находится в пределах 2,65—2,76 г/см3.
Как следует из приведенных в таблице данных, глинистые отложе-
ния позднего плейстоцена изменяются по своему составу от супесей.'
до глии. В большинстве случаев им свойственна высокая плотность и
они могут служить надежным основанием морских гидротехнических1
сооружений. Исключением является Кандалакшская губа, где встрече-
ны слабоуплотнениые разности осадков мягкопластичиой или скрыто-
текучей консистенции. Невысокие прочностные свойства этих пород бы-
ли подтверждены испытаниями на сдвиг. Угол внутреннего трения со-
ставил 5—10°, сцепление 0,2* 105—0,3* 105 Па. Данные, характеризую-
щие свойства илов, приведены в табл. 167. Из приведенных данных
видно, что илы слабо уплотнены и имеют мягкопластичную или скры-
тотекучую консистенцию.
Таблица 166
Основные показателя физико-механических свойств глинистых пород
позднего плейстоцена
Район опробовании	Число лластич- ВОС TH	Объемная масса, г/см*		Коэффи- циент по- ристости	Естествен- ная влаж- ность, %	Показатель консистенции
		влажное породы	скелета			
Район Соловецких	9—10	1,94—	1,62—	0»30—	13,4—	от полутвердой до-
островов		2,36	2,08	0,66	23,8	пластичной
Двинская губа	6-15	1,95—	1,72—	0,38—	12,7—	от полутвердой до
		2,24	2,00	0,58	26,8	пластичной
Кандалакшская гу-	17—18	1,87—	1,32—	0,36—	33,4—	от мягкопластич-
ба		1,93	1,40	0,56	38,7	ной до скрыто- текучей
Общая мощность рыхлых отложений в западной части шельфа
сравнительно невелика (20—40 м) и относительно постоянна в восточ-
ной приуральской части, где неотектонические движения блоковых
перемещений имели наибольший размах, она значительно более измен-
чива: на опущенных блоках рыхлый покров может достигать 200—
300 м, на приподнятых — полностью отсутствовать. О наличии участ-
ков, подвергающихся подводной абразии, свидетельствует состав пля-
жевых накоплений, в котором присутствуют обломки янтаря, угля и
других пород мелового или палеогенового возраста, которые отсутству-
ют на побережье. В прибрежной мелководной части шельфа Печорско-
463
го моря встречаются небольшие по площади участки многолетнемерз-
лых пород.
Гидрогеологические условия шельфа изучены слабо. Результаты
опробования немногих скважин указывают на то, что в голоценовых
осадках присутствуют ссдимснтогенные сильноминерализованные воды,
обладающие магнезиальной и сульфатной агрессивностью по отноше-
нию к бетону и коррозионной активностью к металлам.
Таблица 167
Основные показатели физико-механических свойств современных илов
на шельфе морей Полярного бассейна
Район опробования	Число плас- тично- сти	Объемная масса, г/см*		Коэффици- ент по- ристости	Естест- веяная влаж- ность, %	Ковсястевцвя
		влажной порода	скелета			
Двинская губа Кольский залив	23—35 3-12	1,87—1,93 1,82-2,05	1,23—1,28 1,49—1,61	1,22—1,23 0,62—1,00	51—71 22—41	скрьгтотекучая от мягкопластичной до скрытотекучей
Шельфовая зона морей Полярного бассейна характеризуется ак-
тивным проявлением современных тектонических движений и повышен-
ной сейсмичностью. Так, в пределах Кандалакшской зоны (от Канда-
лакшской губы до устья Сев. Двины) зафиксированы блоковые опуска-
ния в послеледниковое время с амплитудой до 13—20 м.
РАЗДЕЛ III
ОПЫТ СТРОИТЕЛЬСТВА И ИЗМЕНЕНИЕ
ПРИРОДНЫХ УСЛОВИЙ ПОД ВЛИЯНИЕМ
ДЕЯТЕЛЬНОСТИ ЧЕЛОВЕКА
ГЛАВА 24
ГИДРОТЕХНИЧЕСКОЕ И МЕЛИОРАТИВНОЕ
СТРОИТЕЛЬСТВО
Возведение плотин, каналов и других гидротехнических
сооружений
По степени электрификации дореволюционная Россия занимала
одно из последних мест на Европейском континенте. Суммарная мощ-
ность мелких гидроэнергетических установок не превышала 15—
20 тыс. кВт.
Коммунистическая партия Советского Союза, Советское правитель-
ство и лично В. И. Ленин придавали большое значение электрифика-
ции России как необходимой основе для построения социалистическо-
го общества. Поэтому уже в 1918 г., когда еще не завершилась граж-
данская война, В. И. Лепин дал указание о строительстве Волховской
ГЭС, проект которой был разработан еще до первой мировой войны
известным русским гидротехником Г. О. Графтио. Несмотря rfa слож-
ные условия строительства (плотина возводилась непосредственно з
русле реки), отсутствие опыта и многочисленные трудности организаци-
онного характера, строительство Волховской ГЭС было завершено в
1926 г. Мощность ГЭС, давшей ток Ленинградскому промышленному
району, была по тем временам значительная — 56 тыс. кВт.
В 1920 году па VIII Всероссийском съезде Советов был принят
план электрификации России (ГОЭЛРО), которым предусматривалось
сооружение в течение 10—15 лет тридцати районных электростанций
общей мощностью 1750 тыс. кВт, в том числе и 10 гидроэлектростан-
ций — Днепрогэс I (Днепровская ГЭС им. Ленина), Верхпе- и Нижпс-
Свирская ГЭС и др. Всего до Великой Отечественной войны вошло в
строй 37 гидроэлектростанций общей мощностью более 1,5 млн. кВт.
В основу дальнейшего развития отечественного гидротехнического стро-
ительства был положен принцип комплексного использования водных
ресурсов для нужд энергетики, орошения и обводнения засушливых зе-
мель, создания глубоководных транспортных путей, водоснабжения на-
селенных пунктов и промышленных комплексов, рыбоводства и других
отраслей народного хозяйства страны. В первую очередь внимание бы-
ло уделено Волге, крупнейшей водной артерии европейской части СССР
и ее притокам. В довоенное время, а частично и в период войны была
завершена реконструкция верхнего течения Волги, выстроен ряд ГЭС
(Иваньковская, Угличская и Рыбинская) и канал им. Москвы. В по-
465
слевоенное время проведена реконструкция среднего и нижнего тече-
ния Волги — построен каскад из пяти крупнейших ГЭС: Горьковской,
Чебоксарской, Волжской ГЭС им. Лепина (Куйбышевской), Саратов-
ской, Волжской ГЭС нм. XXII съезда КПСС (Волгоградской).
Две крупных гидроэлектростанции, Камская и Воткинская, выст-
роены, а третья — Пнжпе-Камская — строится на Каме, ряд более
мелких ГЭС возведен на крупных притоках Волги н Камы (Вятке, Чу-
совой, Белой и др.).
Значительное увеличение потерь воды па испарение в результате
создания водохранилищ, разбор воды на орошение н водоснабжение
заметно снизили расход Волги в пнжпем се течении н поступление во-
ды в Каспийское морс. Следствием этого явилось снижение уровня мо-
ря, которое достигло 2,5 м (по сравнению с 1930 г.). При сложившейся
обстановке можно ожидать дальнейшего снижения уровня Каспия на
1,7—2,5 м к концу столетия. Чтобы пополнить водные ресурсы Волги
и стабилизировать уровень Каспия, предполагается осуществить пере-
броску части стока северных рек (Печоры, Вычегды и др.) в бассейны
Камы и Волги. Сложной явилась также проблема сохранения плодоро-
дия Волго-Ахтубинской поймы и дельты Волги, находящихся в зоне
засушливого степного климата. Для этого в пнжнем течении Волги
(район г. Енотаевска) осуществляется строительство вододелителя,
который должен обеспечить частичное затопление поймы н предотвра-
тить ее остепнепне и засоление.
В 50-х годах началось гидроэнергетическое освоение Днепра, где
до войны была выстроена только одна станция ГЭС им. В. И. Ленина
(Днепрогэс I). К настоящему времени здесь создан каскад нз шести
ГЭС: Киевской, Каневской, Кременчугской, Днепродзержинской, Днеп-
ровской ГЭС им В. И. Ленина и Каховской. Помимо энергетического-
эффекта создание каскада водохранилищ позволило превратить Днепр-
на всем протяжении от Киева до устья в глубоководную транспортную
магистраль. Каховское водохранилище является также головным соору-
жением Северо-Крымского канала, обеспечивающего орошение засуш-
ливых земель юга Украины и Северного Крыма. Значительное число-
ГЭС было выстроено также на реках Кольского полуострова и Каре-
лии, на Немане, Зап. Двине, Кубани и других реках Русской равнины.
В настоящее время начато освоение гидроэнергетических ресурсов
Днестра, где возводится Могилев—Подольская ГЭС.
Реконструкция водных путей Восточно-Европейской равнины была
направлена также на создание единой глубоководной транспортной си-
стемы, связывающей между собой крупные промышленные центры и
обеспечивающей выход транспортного потока в акватории Белого,
Балтийского, Азовского, Черного и Каспийского морей. Это достигну-
то, с одной стороны, подпором рек н их шлюзованием, а с другой —
строительством ряда каналов, обеспечивающих межбассейповые вод-
нотранспортные соединения.
В 1931 г. было завершено строительство Беломорско-Балтийского-
канала, вошедшего в состав Беломорско-Балтийского водного пути, об-
щей длиной 227 км. Всего на этом протяжении было построено 19 шлю-
зов, 14 плотни, 12 водопропусков, большое число дамб и другие гидро-
технические сооружения. В 1932 г. был введен в строй капал им. Моск-
вы, соединивший Москву с Волгой. Трасса канала длиной 128 км начи-
нается от Иваньковского водохранилища па Волге и закапчивается на-
Москве-реке. Капал пересекает пятью ступенями Клинско-Дмнтровскую-
гряду. На севере он замыкается Икшннскнм гидроузлом и включает
пять водохранилищ: Икшинское, Пяловское, Пестовское, Клязьминское
466
и Химкинское. На Москве-реке расположено два гидроузла: Карамы-
шевский и Перервинский с напорами по 6 м каждый. Общий подъем
около 50 м осуществляется системой шлюзов. Водохранилища исполь-
зуются также для водоснабжения Москвы. В середине 50-х годов во-
шел в строй канал Волго-Дон, связывающий между собой Черномор-
ско-Азовский и Каспийский бассейны. Длина капала 170 км, глубина
3,65 м. Питание водой осуществляется из Доиа, где для этой цели соз-
дано Цимлянское водохранилище многолетнего регулирования. Водо-
раздел преодолевается 13 шлюзами.
В начале 60-х годов были завершены работы по реконструкции
Волго-Балтийского водного пути им. В. И. Ленина, в состав которого
входят: Вытегра, водораздельный канал, Ковжа, Белое озеро и водо-
хранилище на Шексне, созданное Череповецким гидроузлом.
Все гидроузлы, созданные па реках Русской платформы, относятся
к типу приплотинных с тяжелыми бетонными гравитационными плоти-
нами. Плотины пизкопапорные: высота напора на плотинах Волжского
каскада изменяется от 11 м (Иваньковская, Угличская ГЭС) до 27 м
(Волжская ГЭС им. XXII съезда КПСС), на плотинах Днепровского
каскада от 11 м (Киевская ГЭС) до 35,4 м (Днепрогэс I). В результа-
те подпора на реках созданы крупные водохранилища. Емкость круп-
нейших водохранилищ: Куйбышевского 52,3 км3, Волгоградского
32,2 км®, Нижне-Камского 25,6 км3, Рыбинского 25,4 км3, Каховского
18,2 км3, остальных водохранилищ колеблется от 1,1 до 15 км®.
Выбор местоположения гидроузлов диктовался в основном эконо-
мическими соображениями (стремлением уменьшить площади затопле-
ния и подтопления, вывести их за пределы городов н промышленных
комплексов н др.), по в ряде случаев определяющую роль играли ин-
женерно-геологические условия. В качестве оснований тяжелых бетон-
ных сооружений створов Горьковской, Чебоксарской, Куйбышевской
ГЭС использовались самые различные породы, начиная с прочных
скальных пород разного генезиса (изверженных, метаморфических,
осадочных) и состава (граниты, кристаллические сланцы, известняки,
песчаники и др.) н кончая рыхлыми четвертичными отложениями. При
оценке условий строительства основное внимание уделялось степени не-
равномерности деформаций естественных оснований, возможному нару-
шению устойчивости сооружения, потерям воды на фильтрацию и др.
Поскольку характер проблем и трудностей, возникающих при стро-
ительстве сооружений, зависит в значительной степени от состава н
строения толщ пород, на которых они возводятся, они сгруппированы
по типам формаций. Хотя, как отмечалось в гл. 2, отдельные формации
даже относящиеся к одному типу, обладают значительным разнообра-
зием, это все же позволяет выявить некоторые общие закономерности
Группа формаций изверженных и метаморфических пород- Извер-
женные и метаморфические породы архея и протерозоя слагают обшир-
ные пространства на Кольском полуострове, в Карелии (Балтийский
щит) и правобережной Украине (Украинский кристаллический массив).
На Балтийском щите па них возведено значительное число мелких и
средних ГЭС. Ниже рассмотрены наиболее типичные из них.
ГЭС Нива—111 (1949 г.), в состав которой входят плотина, подзем-
ный машинный зал, подводящая и отводящая деривация.
Район строительства сложен архейскими гранитами, амфиболита-
ми, мигматитами. С поверхности коренные породы перекрыты морски-
ми и флювиогляциальными отложениями мощностью от 2 до 60 м. Бе-
1 При описании использовались главным образом материалы Гидропроекта. ' ’,
467
тонный водослив расположен па скальном основании, сложенном гней-
сами, пронизанными пегматитовыми жилами. Породы весьма прочные
(временное сопротивление сжатию около 1000- 105Па), слабоводопрони-
цаемыо (коэффициент фильтрации 0,05—0,06 м/сут), с поверхности до
глубины 5—6 м выветрелые. Слабая водопроницаемость пород позво-
лила отказаться от устройства прогивофильтрационной завесы и огра-
ничиться удалением выветрелых пород. Водослив построен на сплошной
плите с бетонным противофильтрационным зубом, заглубленным в проч-
ные гнейсы.
Машинный зал заложен в толщу прочных гранитогнейсов, рассе-
ченных серией широких тектонических трещип, со следами многосту-
пенчатых смешений. В связи с этим свод машинного зала выполнен в
виде железобетонной арки толщиной 1—1,5 м; облицовка стен 0,5 -
0,6 м. Водопроницаемость пород, несмотря на трещиноватость, оказа-
лась незначительной (коэффициент фильтрации0,0001—0,04м/сут). Под-
водящая деривация состоит из тоннеля длиной 3 км и сечением 6,3 м2
и открытого канала. Тоннель заложен в гнейсы, местами сменяющими-
ся амфиболитами. По трассе тоннеля вскрыт ряд крутопадающих тек-
тонических зон шириной от 1 до 300 м, в пределах которых гнейсы пре-
вращены в милониты, катаклазиты и брекчии, сильно измененные вы-
ветриванием. В таких местах наблюдались вывалы горных пород и по-
требовалось применение усиленной облицовки.
Оценка инженерно-геологических условий, сделанная на основании
материалов изысканий, полностью подтвердилась в процессе строитель-
ства.
Ондская ГЭС (1956 г.), в напорный фронт которой входит бетон-
ная плотина длиной 480 м и высотой 28 м. Основание плотины сложе-
но трещиноватыми гранитами и гранитогнейсами, пронизанными жилами
аплита, пегматита и кварца. В основании правобережного примыкания
вскрыта зона разлома шириной до 6 м, в пределах которой порода
перетерта до состояния глины со щебнем (катаклазиты, милониты).
Породы, прилегающие к разлому сильно трещиноваты, наблюда-
ются сосредоточенные выходы подземных вод. При строительстве пло-
тины верхняя зона выветрелых и трещиноватых пород была удалена на
глубину 2—4 м, а в основании плотины устроена однорядная противо-
фильтрационпая цементационная завеса па глубину 3—5 м. В пределах
зоны разлома был заложен бетонный зуб, заглубленный на 4 м ниже
проектной отметки. Машинное здание расположено на гранитогнейсах
и сланцах; напорный бассейн, щитовая стенка — на гранитах. В них
развиты трещины отдельности по сланцеватости пород и крутопадаю-
щие (40—50°) тектонические трещины, разбивающие породу на отдель-
ные блоки. Откосы котлована были заложены в сланцах 5: 1, в грани-
тогнейсах 10:1. В основании щитовой стенки и напорного бассейна
была устроена однородная цементационная завеса па глубину 7—8 м.
Исполнительная документация обнаружила значительные расхождения
материалов изысканий с натурой; была пропущена зона разлома, до-
пущены значительные расхождения с положением кровли коренных по-
род (до 9 м).
Все сооружения гидроузла работают удовлетворительно, опасных
деформаций не наблюдается.
В Верхнетуломскую ГЭС (1956 г.) входят бетонная плотина дли-
ной 106 м и высотой 46 м, водосброс, подземное здание ГЭС с тоннель-
ной деривацией, земляная плотина.
Участок строительства сложен архейскими и протерозойскими по-
родами, перекрытыми мореной (рис. 68), Бетонные сооружения — во-
468
досброс и бетонная плотина длиной 32 и 74 м соответственно возведе-
ны на скальном основании, сложенном гранитогнейсами. Водосброс
врезан в толщу пород па 11—15 м. Гранитогнейсы слабо затронуты
выветриванием и характеризуются большой прочностью, слабой тре-
щиноватостью и незначительной водопроницаемостью. Для снижения
потерь на фильтрацию и сопряжения со скалой была применена це-
ментационная завеса глубиной 10 м. При вскрытии котлованов бетон-
ных сооружений никаких существенных отступлений от результатов
изысканий установлено не было. Подземный станционный узел располо-
жен в скальной выломке размером по основанию 19x93 м и высотой
37 м, размещенной на глубине 60—70 м. Скальный массив сложен дио-
Рнс 68 Геологический разрез по оси
земляной плотины Верхнстуломской
ГЭС:
I — морена песчаная последней ста-
дии поздпсплсйстоцсноаого оледене-
ния (g 111); 2 — архей-протерозойские
гранито-гнейсы (А—PR); 3 — уровень
подземных вод
ритами и амфиболито-биотитовыми гранитогнейсами. Обе разности по-
род характеризуются высокой прочностью (временное сопротивление
сжатию 1500-105—2000-105 Па). Трещиноватость незначительная: тре-
щины закрытые или незначительно раскрытые. Несмотря на располо-
жение выломки ниже уровня грунтовых вод, приток в пес иосил харак-
тер капежа. Массив рассечен жилой пикрита (ультраосновная карбо-
натизированная порода), превращенной на границе с вышележащими
породами в слабовлажную глину. Залегание жилы почти горизонталь-
ное, границы четкие, мощность выдержанная. Трещиноватость и нали-
чие пикритовой жилы, разрушенной и измененной вдоль контакта, за-
ставило предусмотреть в проекте сплошное железобетонное крепление
свода толщиной до 70 см. В дальнейшем оно было заменено анкеров-
кой отдельных ослабленных участков свода с последующим покрытием
нх тонким слоем шнрицбетопа. Сплошное крепление свода было сохра-
нено только на припортальпых участках, где массив был сильно ослаб-
лен трещинами выветривания.
Чстырехлетняя эксплуатация Верхнетуломской ГЭС показала, что
все сооружения работают нормально, общий расход воды через плоти-
ну и основание не превышает 90 л/с, фильтрация в помещение под-
земной станции 0,3 л/с, своды и стены подземных выломок сохраняют
свою устойчивость.
Приведенные описания, так же как и материалы по другим ГЭС,
выстроенным в пределах Балтийского щита, свидетельствуют о том,
что условия строительства гидротехнических сооружений па извержен-
ных и метаморфических породах в этом райопс в целом благоприятные.
Кристаллические породы характеризуются высокой прочностью, устой-
чивостью и слабой водопроницаемостью. Древние коры выветривания
площадного характера почти полностью удалены ледниковой денуда-
цией. Современное выветривание, проявляющееся главным образом в
дезинтеграции пород, затрагивает только самую верхнюю часть разре-
за на глубину 2—5 м, изредка более. При строительстве наземных со-
469
оружепий (гравитационные плотины, напорные бассейны и др.) каких-
либо трудностей в большинстве случаев нс возникало. Высокая несу-
щая способность и слабая деформируемость пород пе ограничивали
выбора типов и конструкций сооружений. Осадки во всех случаях оказа-
лись значительно ниже нормы. Слабая водопроницаемость пород по-
зволила либо совсем отказаться от применения противофильтрацион-
ных мероприятий, либо ограничиться применением простейших из них:
неглубоких (3—5, реже 8—10 м) однорядных цементационных завес
или бетонных зубьев в основном в зонах дробления. Более значитель-
ные трудности возникали при строительстве подземных сооружений —
камер для машинных залов, гидротехнических тоннелей — главным
образом в связи с наличием зон дробления или жил, в пределах кото-
рых породы превращены в катаклазиты и милониты, нередко сильно
измененные процессами выветривания. Мощность таких зон изменяет-
ся от нескольких метров до 200—300 м. В первые послевоенные годы
в таких случаях применялось сплошное железобетонное крепление
(ГЭС Нива—III), в последние годы, когда накопился достаточный опыт
и существенно расширились технические возможности, — анкеровка
отдельных ослабленных участков с последующим покрытием тонким
слоем шпрнцбетопа.
В пределах Украинского кристаллического массива, где также рас-
пространены изверженные и метаморфические породы докембрия, ин-
женерно-геологические условия существенно иные. Здесь выстроены три
крупных гидроузла: ГЭС им. Ленина (Днепрогэс I), Кременчугский и
Днепродзержинский.
Днепровская ГЭС им. В. И. Ленина выстроена в период 1927 —
1932 гг. на участке, где Днепр прорывает восточный выступ Украинско-
го кристаллического массива. В состав гидроузла входит бетонная гра-
витационная плотина длиной 760 м и максимальной высотой 62 м, пол-
ностью перекрывающая русло реки, здание ГЭС и грехкамерный шлюз.
В 1943 г. плотина была частично взорвана отступающими немецкими
войсками. Особенно сильно пострадала правобережная часть плоти-
ны. Восстановительные работы проводились в 1944—1947 гг. и сопро-
вождались небольшим объемом бурения и гидрогеологического опробо-
вания. В 1964- 1965 гг. были проведены изыскания под строительство
Днепрогэс II, строительство которой в настоящее время близко к за-
вершению.
Основанием сооружений служат протерозойские граниты, пересе-
ченные жилами более молодого гранита, аплита, пегматита. В котлова-
нах сооружений были встречены зоны дробления и тектонические тре-
щины шириной от десятков сантиметров до нескольких метров, запол-
ненные обломками гранита, глиной и песком. В гранитном массиве по
степени сохранности выделяются две зоны. В верхней зоне мощностью
1,5—9 м граниты характеризуются интенсивной трещиноватостью и вы-
ветрелостью. По стенкам трещин порода каолипнзирована и эпидоти-
зирована, но центральные части крупных блоков сохранили значитель-
ную прочность. Коэффициент трещинной пустотности гранитов в этой
зоне колеблется от 0,7—2,8% на левом берегу до 12% на правом (воз-
можно в связи с влиянием взрывов в соседнем карьере). Коэффициент
фильтрации изменяется в пределах от 0,3 до 6 м/сут, удельное водопо-
глощение — от 0,01 до 9 л/мин. Граниты второй зоны (относительно со-
хранных пород) мощностью 20—30 м значительно менее трещиноваты и
выветрслы. По утвержденному проекту гидроузла верхняя выветрелая
зона гранитов подлежала удалению на глубину 2—4 м объемом
61,2 тыс. м3. Фактическая мощность зоны и объем подлежащих удале-
470
нию пород оказался на 30% больше (88,2 тыс. м8). Ввиду слабой во-
допроницаемости пород основное внимание при оценке гидрогеологиче-
ских условий уделялось не потерям на фильтрацию, а влиянию на ус-
тойчивость сооружения противодавления. В целях снижения противо-
давления вдоль напорной iрани плотины была заложена однорядная це-
ментационная завеса на глубину 25—30 м. В период восстановительных
работ было установлено хорошее состояние контакта бетона — скала
на большей части плотины. Противодавление же оказалось много выше
расчетного, что указывало на плохую работу противофильтрацнонной
завесы. Изучение цементного камня в керне скважин показало, что он
стал, а возможно был первоначально, слабым, пористым, с низким со-
держанием окиси кальция. В связи с этим при восстановительных рабо-
тах была применена выборочная цементация на глубину 35—40 м.
Кременчугская ГЭС возведена па Днепре, в северной части Укра-
инского кристаллического массива в 1954 г. В состав напорного фрон-
та входят водосливная бетонная плотина длиной 200 м, здание ГЭС
длиной 300 м, шлюз и земляные плотины.
Бетонные сооружения были выстроены на скальной площадке, сло-
женной гранитами. В толще гранитов были выделены по степени со-
хранности три зоны. 1) Верхняя — непостоянная по мощности
(0—15 м), в пределах которой граниты состоят из сильно трещиноватых
•блоков, разделенных рыхлой щебнистой массой. Встречаются участки
лрочной породы (с временным сопротивлением раздавливанию до
1200-105 Па). Трещины раскрыты н заполнены продуктами выветрива-
ния. Рыхлый элювий сохранился также в «карманах выветривания»,
•образовавшихся на месте ксенолитов гнейсов и участков, обогащенных
темноцветными минералами (избирательное выветривание). Выход кер-
на в первой зоне 20—30%, редко до 50%; коэффициент трещинной пус-
тотности 0,87—10,5% (в среднем 6,4%), коэффициент фильтрации от
0,001 до 5 м/сут. 2) Средняя — мощностью от 3 до 45 м (в среднем
17 м). Здесь породы имеют значительно более высокую сохранность, но
разбиты трещинами шириной 1—5 мм на параллелепипедальную отдель-
ность размером 0,3—0,5 м. Выход керна во второй зоне 60 100%, ко-
эффициент трещинной пустотности 0,32—5,5% (в среднем 1,88%),
•сопротивление раздавливанию 540-105—1635-105 Па, коэффициент филь-
трации 0,66—12 м/сут. 3) Нижняя зона — монолитная с временным со-
противлением раздавливанию пород 600-105—1680-106 Па, коэффициент
•фильтрации до 0,05 м/сут.
Разведка осуществлялась главным образом с помощью буровых ра-
бот. Основные ошибки были допущены в определении мощности зоны
выветрелых пород, подлежащих съему (фактический объем съема ока-
зался на 13% выше проектного) и положения карманов выветривания
(один карман глубиной 15 м, пропущенный при изысканиях, был обна-
ружен непосредственно у здания ГЭС). Для борьбы с фильтрацией бы-
ла применена цементационная завеса на глубину 15—35 м, карманы
выветривания заполнены на глубину 4—6 м тощим бетоном.
Днепродзержинская ГЭС возведена на Днепре в южной части Ук-
раинского кристаллического массива. По геологическому устроению и
трудностям, возникшим при изысканиях и строительстве, плотина во
многом напоминает Кременчугскую ГЭС, поэтому рассматривается
весьма кратко.
Основанием сооружений служат протерозойские биотитовыс и пи-
роксено-амфиболитовые гранитогнейсы и гнейсы, в которые внедрены
мелкие интрузии гранитов. При-изысканиях основное внимание было
уделено изучению коры выветривания для определения мощности зоны
471
съема. В толще сильно выветрелых пород были выделены сапролиты
разного состава: каолинизированкые, слюдистые, песчанистые. Свойст-
ва этих пород были изучены непосредственно в котловане, что позво-
лило существенно увеличить расчетные значения модулей общей дефор-
мации (в 2—3 раза) и повысить показатели сопротивления сдвигу (ко-
эффициент трения 0,4—0,45). Мощность зоны съема определялась по
принципу экономической целесообразности. Местами, где конструктив-
ные особенности сооружений это допускали, сильно выветрелые породы
были сохранены. При вскрытии котлована площадь, занятая сильповы-
ветрелыми породами, оказалась существенно меньше предполагаемой
(разрушение пород при бурении). Для уменьшения потерь воды на
фильтрацию и предотвращения суффозионных явлений под бетонными
сооружениями была устроена однорядная цементационная завеса на
глубину 10—15 м.
Таким образом, условия строительства гидротехнических сооруже-
ний на изверженных и метаморфических породах в пределах Украин-
ского кристаллического массива определяются главным образом широ-
ким развитием здесь древних кор выветривания. Хотя в долине Днепра
они в той или иной степени размыты, но и сохранившаяся их часть в.
значительной мере определяет условия строительства сооружений.
Древние коры выветривания сформировались под совместным воз-
действием процессов физического и химического выветривания и в верх-
ней части разреза превращены в сапролит — породу, сохранившую в
той или иной степени свою первоначальную структуру и. текстуру, но
коренным образом отличающуюся от материнских пород по составу
и физико-механическим свойствам. По этим характеристикам различ-
ные виды сапролитов приближаются к обычным песчано-глинистым по-
родам, но остаточная спайность придает им более высокую прочность.
Изучение кор выветривания (мощности, строения, свойств) является
основной задачей при изучении условий строительства гидротехниче-
ских сооружений в этом районе. При этом традиционные методы инже-
нерно-геологических исследований оказываются не всегда достаточно»
эффективными. Это относится, в первую очередь, к бурению скважин
малого диаметра, разрушающих сапролиты и дающих искаженное пред-
ставление о строении основания. В результате фактическое распростра-
нение слабых разностей пород оказывается, как правило, много- ниже,
чем установленное изысканиями. Мало надежными оказываются так-
же результаты определения показателей деформационных и прочност-
ных свойств выветрелых пород лабораторными методами. Поэтому при
изысканиях в этом районе целесообразно использовать: 1) геофизиче-
ские методы разведки — сейсмоакустику и электроразведку, позволяю-
щие установить мощность коры выветривания и выделить участки ее
аномального развития, приближенно оценить прочностные свойства вы-
ветрелых пород и, что особенно важно, изучать пространственную из-
менчивость пород по этому признаку; 2) опорные скважины большого
диаметра (1000—1300 мм), в которых можно изучить строение разреза,
отобрать образцы пород с ненарушенной структурой, провести необ-
ходимые опытные работы и др.; 3) опытные работы — наливы, нагне-
тания, опытные нагрузки на штампы, сдвиги целиков и др.
При проектировании подземного контура сооружений и комплекса*
защитных мероприятий основное внимание уделяется потерям на филь-
трацию и возможности вымыва заполнителя из трещин и зон дробле-
ния. Как показал опыт, достаточно эффективным мероприятием для
борьбы с этими явлениями оказывается устройство неглубоких цемен-
тационных завес.
472
Группа терригенных формаций. К этой группе авторы относят ряд
формаций — сероцветную и красноцветную континентальные, нижнюю
и верхнюю морские, которые, хотя и различаются по условиям образова-
ния, характеризуются некоторыми общими чертами (преимущественно
участием в их строении пссчано-алевритово-глинистых осадков, значи-
тельной пространственной изменчивостью).
Па Русской платформе терригенные формации распространены ши-
роко и представлены в различных стратиграфических подразделениях:
нижнем кембрии, среднем и верхнем девоне, верхней перми и нижнем
Рис. 69 Геологический разрез по оси сооружений Пижнесвирского гидроузла.
Голоценовые отложения- 1—торф; 2 — аллювиальные галечники с песком; 3 — су-
глинки; 4 — пески разпозернистые. Верхнеплейстоценовые отложения- 5—моренные
суглинки; 6 — флювиогляциальные галечники с песком. Среднедевонские отложения.
7 — глины с прослойками леска; 8 - • глины пластичпие
триасе, средней и верхней юре, нижнем и верхнем мелу, палеогене, нео-
гене и четвертичном периодах. Континентальная формация четвертич-
ного возраста в связи с большим своеобразием рассматривается отдель-
но. Отложения этой группы формаций являются основанием многих круп-
ных гидроэнергетических сооружений: Нижне- и Верхнесвирской ГЭС
(верхний девон), Горьковской и Чебоксарской ГЭС (верхняя пермь),
Саратовской ГЭС (верхний мел), Киевской ГЭС (палеоген) и др.
Нижнее вир екая ГЭС выстроена в 1934 г. в соответствии с планом.
ГОЭЛРО. Долина Свири врезана в толщу девонских континентальных
терригенных осадков, представленных сланцеиодобными твердыми гли-
нами с прослоями песков и линзами пластических глин (рис. 69). Мощ-
ность прослоев колеблется от нескольких сантиметров до 1 м. Такое
строение основания придает ему резко выраженную неоднородность,
создает опасность больших и неравномерных осадок, а наличие линз
слабо уплотненных глин - • также опасность нарушения устойчивости
массива пород и возведенных на нем сооружений. Условия строительст-
ва осложнялись наличием в прослоях песка напорных вод, связанных
с глубокими водоносными горизонтами. Пьезометрический уровень па
участке русла превышал меженный уровень реки на 2—4 м, дно котло-
ванов сооружений — иа 12—14 м. Напорные воды могли существенно
затруднить проходку котлованов и, создавая противодавление, повли-
ять на устойчивость плотины. Кроме того, они увлажняли глинистые
прослои, снижая их прочность. До строительства Нижиесвирской ГЭС
473
тяжелые гравитационные плотины на сильносжимаемом основании ни
в Советском Союзе, ни за рубежом не возводились. Таким образом,
Нижнесвирская ГЭС явилась уникальным сооружением.
Для получения надежных характеристик прочностных и деформа-
ционных свойств пород наряду с лабораторными методами проводились
полевые испытания: опытные нагрузки на штампы в шурфах и шахтах,
сдвиги целиков и бетонных штампов по породе в строительных котло-
ванах и др. Для повышения устойчивости был принят распластанный
контур плотины и применен ряд мероприятий, обеспечивающих сопря-
жение тела плотины с основанием (металлический шпунт, зуб, анкер-
ный понур), для снятия противодавления — горизонтальный дренаж.
В связи с распластанным контуром плотины ее осадка оказалась не-
большой (около 20 см). Натурные наблюдения подтвердили правиль-
ность расчетов (с ошибкой до 20%). Консолидация основания заверша-
лась в основном в первые четыре года. В машинном зале, где неравно-
мерные осадки но причинам конструктивного характера были неизбеж-
ными, турбины были установлены с некоторым наклоном в сторону верх-
него бьефа и затем по мере развития осадок приняли нормальное поло-
жение.
Изыскания и строительство Нижнесвирского гидроузла показали,
что успешное решение широкого круга задач, возникающих при возве-
дении гравитационных плотин и других тяжелых гидротехнических со-
оружений на неоднородном сильносжимаемом основании, может быть
обеспечено при условии: 1) всестороннего изучения инженерно-геологи-
ческих условий строительства с выбором достаточно падежных характе-
ристик прочностных и деформационных свойств пород и получением дру-
гих материалов, необходимых для расчета и проектирования сооруже-
ний; 2) выбора типов и конструкций сооружений, комплекса защитных
мероприятий, достаточно полно учитывающих особенности местной ин-
женерно-геологической обстановки. Методика инженерно-геологических
•исследований, примененная па Нижпесвирской ГЭС с упором иа изуче-
ние пород в их естественном залегании (полевые методы испытаний)
явилась во многом прообразом методики, применяемой для решения
аналогичных задач в современной практике.
Горьковская ГЭС выстроена иа Волге у г. Городца. В комплекс со-
оружений Горьковского гидроузла входят: бетонная плотина длиной
290 м, здание ГЭС и земляные плотины общим протяжением около
10 км.
Бетонные сооружения (плотина и здание ГЭС) были размещены на
о. Череповец. Остров сложен аллювиальными песками, подстилаемыми
толщей терригенных осадков татарского яруса верхней перми. Аллю-
виальные пески в верхней части толщи мелкозернистые, ниже — более
крупные, а в основании — гравелистые. Пермская толща подразделяет-
ся иа три свиты: верхнюю — сармипскую (однородные тонкие пески с
прослоями глии и мергелей), среднюю — уржумскую (тонкое линзо-
видное переслаивание глин, мергелей и алевролитов) и пижтою - сар-
байскую (гипсопоспые песчаники, алевролиты, мергеля и глины). Изу-
чение строения толщи пород основания на стадии проектного задания
осуществлялось главным образом с помощью буровых работ (скважин
малого диаметра). Неполный выход керна, трудность сопоставления
разрезов в соседних скважинах затруднили построение разрезов и при-
вели к предположению о наличии в толще пермских пород пликатив-
ных и разрывных нарушений. При дальнейших изысканиях это предпо-
ложение пе подтвердилось. В качестве основания бетонной плотины
были приняты аллювиальные пески, основания здания ГЭС - - породы
-474
уржумской свиты (рис. 70). Для получения надежных характеристик
прочностных и деформационных свойств был выполнен большой объем
лабораторных и нолевых исследований (включая срезы целиком и сдви-
ги железобетонных пли'1 но породе). Модуль общей деформации всех
пачек пород оказался высоким 1000-105—1500-105 Па. Поэтому осадка
сооружений — незначительна: 7 см у машинного зала и 4—6 см у бе-
тонной плотины. Расчет устойчивости сооружений показал, что при
принятом профиле сооружений применение дополнительных мероприя-
тие. 70. Водосливная плотина Горьковской гидроэлектростанции:
I — глина; 2 — мергель; 3 — алевролит, 4 — алеврит; 5 — песок; 6 — глиняный
понур; 7 — гравий P2U3 — сармипская свита; Р^г — уржумская свита
тий по обеспечению их устойчивости пе требуется.
Большие трудности возникли при проходке котлованов в аллюви-
альных песках (главным образом в связи с нарушениями проекта) и
тонких песках сармииской свиты. Если в первом случае задача была
решена применением глубокого водопонижения и иглофильтров, то во
втором — пришлось устроить сплошную мерзлотную завесу по всему
периметру котлована ГЭС. Несмотря на большую толщину завесы (4 —
4,5 м), обеспечить ее полную водопроницаемость пе удалось, но притоки
воды были незначительными, и выноса песков не наблюдалось. Для
уменьшения потерь на фильтрацию под плотиной и предупреждения
суффозионных явлений в однородных тонкозернистых песках сармин-
ской свиты предусматривалось устройство противофильтрациониой заве-
сы (шпунтовой или с применением силикатизации). Поскольку забивка
шпунта и инъекторов в толщу плотных песков с прослоями мергелей
оказалась невозможной, перед напорной гранью плотины был заложен
под защитой замораживания бетонный зуб, прорезающий всю сармин-
•скую толщу.
Саратовская ГЭС. В состав сооружений входят: водосливная бе-
тонная плотина, совмещенная со зданием ГЭС общей длиной более
1100 м, судоходный шлюз и земляные плотины. Долина Волги на участ-
ке строительства врезана в толщу отложений нижнего мела, представ-
ленных глинами и алевритами (рис. 71). Массив глин разбит тектони-
ческими трещинами, но которым местами наблюдаются смещения с ам-
плитудой до 1—3 м и превращение глин в мелкооскольчатую глинистую
массу (в зоне мощностью до 1 м). Прочностные и деформационные по-
475
казатсли глин определяли лабораторными и половыми методами. Были
приняты следующие расчетные значения показателей: коэффициент тре-
ния 0,28, сцепление 0;36- 10s Па, модуль общей деформации 300-105 Па.
В период 10-летнего строительства обнаружилось, что глины в от-
крытом котловане разуплотняются и быстро выветриваются, заметно
теряя при этом свою прочность. Геодезические наблюдения за глубин-
ными реперами показали, что деформации разуплотнения расиростра-
Рнс. 71. Геологический разрез по осн плотины Саратовской ГЭС’
1 — голоценовые аллювиальные отложения поймы — пески мелкозернистые в по-
дошве с гравием и галькой (а IV); 2 — нижне-среднеплейстоценовые оползневые
накопления — перемятые глины -и алевриты с прослоями песков (dp 1—II); нижне-
меловые отложения: 3 — алевриты с прослоями песков; 4 — алевриты с прослоями
глин; 5 — глины битуминозные, тонкоплитчатые; 6 — переслаивание алевритов и
глин; 7 — переслаивание песков н глин; 8 — глнны с прослоями алевритов; 9 —
волжский ярус верхней юры - мергели и горючие сланцы (J$v), 10 - - уровень
грунтовых вод, 11 — напор подземных вод
нились на глубину около 60 м ниже дна котлована. При этом происхо-
дило выпучивание дна котлована (по неполным циклам наблюдений на
130—150 мм). Обводнение разуплотненных глин в дне котлована на глу-
бину 1—1,5 м превращало их в слабосвязаплую брекчиевидную глинис-
тую массу. Все это потребовало внесения ряда изменений в конструкцию
сооружений (устройство дополнительных бетонных зубьев для сопря-
жения с массивом пород и др.) и существенно усложнило производство
работ. Потребовалось внести ряд ограничений и в технологию произ-
водства работ (укладка бетона немедленно вслед за зачисткой дна кот-
лована и др.).
Как видно из приведенных примеров, на отложениях терригенной
формации выстроен и успешно эксплуатируется ряд крупных гидроуз-
лов. Полученный опыт свидетельствует также о значительных трудно-
стях, которые возникают при использовании отложений терригенных
формаций как основания сооружений. Они вызываются следующими ос-
новными причинами: 1) значительной сжимаемостью и низким сопро-
тивлением сдвигу слабоуплотненных глинистых разностей, которые
встречаются в терригенных толщах разного возраста (вплоть до ранне-
палеозойских); 2) способностью глинистых пород к разуплотнению и
476
быстрому выветриванию в открытых котлованах, что ухудшает свой-
ства пород в процессе строительства; 3) неустойчивостью песков мелких
и тонких, часто присутствующих в разрезе осадков морских терриген-
ных формаций, в откосах котлованов и трудностью организации водо-
понижения в связи с их низкой водоотдачей; 4) опасностью суффози-
онных явлений под сооружениями при напорной фильтрации; 5) неус-
тойчивостью примыканий напорных сооружений к бортам долины, в
связи со склонностью песчано-глинистых отложений к оползневым сме-
щениям.
Количественный прогноз всех этих явлений требует получения на-
дежных расчетных характеристик свойств пород и сопряжен с выпол-
нением не только широкого комплекса лабораторных исследований
(включая изучение явлений ползучести, изменения прочности пород при
их разуплотнении и др.), но и большого объема сложных и трудоемких
полевых испытаний (опытные нагрузки на штампы, срез целиков, сдвиг
бетонных плит по породе и др.). При проектировании сооруженийболь-
лпое внимание должно уделяться повышению устойчивости сооружений
(увеличение подземного контура сооружения, конструктивные меро-
приятия по сопряжению сооружений с массивом пород и др.), борьбе
с фильтрацией и суффозионными явлениями (удлинение пути филь-
трации, дренажные устройства, противофильтращюнные завесы и др.).
В связи с быстрым размоканием пород в котлованах накладыва-
ются также жесткие ограничения на производство строительных работ
(укладка бетона непосредственно после зачистки дна котлована и др.).
Группа формаций карбонатных пород распространена на Русской
платформе пе менее широко, чем терригенные, и представлена тремя
-основными типами пород — известняками, доломитами и мелом. По-
сюльку на мелах крупные сооружения пока не выстроены, этот тип по-
род здесь не рассматривается.
Волховская ГЭС выстроена в 1919—1926 гг. и является первенцем
советской гидроэнергетики.
Река Волхов на участке строительства прорезает плато, сложенное
известняками ордовика (рис. 72), ниже залегают песчаные и глинистые
отложения кембрия. Известняки тонкоплитчатые с прослоями мергелей,
в верхней части разреза трещиноватые, в пределах отдельных слоев
мощностью до 1 м закарстоваиные. Изучение водопроницаемости извест-
няков проводилось с помощью нагнетания воды в скважины. Это позво-
лило выявить слои повышенной водопроницаемости и провести их цемен-
тацию. Последняя дала вполне удовлетворительные результаты (первый
опыт создания противофильтрационных завес в СССР). Высокая несу-
щая способность основания позволила принять простой профиль пло-
тины с бетонным зубом, заглубленным на 8 м ниже уровня воды в реке.
Строительство плотины осуществлялось непосредственно в русле реки
с помощью кессонов.
При изысканиях под строительство ГЭС была заложена комплекс-
ная методика изучения скальных оснований плотин и других сооруже-
ний, которая нашла развитие в последующие годы при строительстве
более крупных и сложных сооружений.
Павловская ГЭС на р. Уфе построена в 1960 г. Это первая крупная
гидроэлектростанция, построенная на сильно за карстованных породах.
Район строительства плотины расположен в юго-западной части Уфим-
ского плато, прорезанного глубокими речными долинами.
Долина р. Уфы врезана в толщу ннжнепермских известняков и до-
ломитов, покрытых с поверхности маломощным элювием и делювием.
По левому берегу реки разведочными скважинами вскрыто переуглуб-
477
ление, выполненное песчано-глинистыми отложениями акчагыла мощ-
ностью около 100 м. Толща известняков разбита трещинами различного-
происхождения — литогенстическими, тектоническими, трещинами вы-
ветривания, а вблизи долины — трещинами бортового отпора. Интенсив-
но развит древний и современный карст, особенно в бортах и дне древ-
него эрозионного вреза. В сторону водоразделов он постепенно затухает.
Ряс. 72. Геологический разрез по оси плотины Волховской ГЭС им. В. И. Лсннпа:
1 — четвертичные аллювиальные пески и галечники (aQ)‘, 2 — ордовикские извест-
няки плотные (01); 3 — ордовикские известняки сильповодопроницаемые (Oi); 4 —
верхнекембрийские глины (03); а — всрхиекембрийские песчаники (Сз); 6 —уровень-
и напор подземных вод; 7—подземный контур подошвы сооружения; 8 — контур
зуба, 9 — контур цементационной завесы
Рис. 73 Схема зональности развития карста в долине р. Уфы:
1 — четвертичные песчано-галечные отложспия; 2 — зона интенсивной коррозии до-
акчагыльской фазы карстообразования; 3—зопа интенсивной коррозии в четвертич-
ное время; 4 — неогеновые песчано-глинистые отложения; 5 — пермский известняк;
6 — проекция дна современных оврагов; 7 — карстовые воронки
Для изучения карста были выполнены крупномасштабные инженерно-
геологические съемки, пройдено большое количество скважин (в том
числе диаметром 1300 мм), проведены геофизические исследования, за-
ложены шурфы, шахты и штольни, выполнен большой объем полевых
опытных работ (наливы, нагнетания, откачки). В результате была рас-
шифрована история формирования карста и получена картина его со-
временного развития. При этом в строении толщи известняков были вы-
делены четыре зоны, различающиеся по степени закарстованности и во-
допроницаемости. Как видно из рис. 73, границы зон связаны с положе-
478
пием и формой древией долины Уфы. Типичными формами карста на
поверхности являются карстовые воронки диаметром до 30 м и глуби-
ной до 15 м, сухие долины, пещеры. Самая крупная пещера размером
6X3X2 м расположена непосредственно в створе плотины. Исследова-
ния показали также, что большинство подземных форм заполнено ко-
ричнево-бурой известковистой глиной со щебнем и обломками извест-
няка. Всем разностям известняков присуща кавернозность.
Основная опасность определялась возможностью больших потерь-
на фильтрации (особенности при вымыве заполнителя). Для борьбы с
фильтрацией была применена противофильтрационпая цементационная
завеса на глубину 25 -50 м и противофильтрационные экраны в верх-
нем бьефе.
Карбонатные отложения — известняки и доломиты — были встре-
чены при изысканиях Нарвской ГЭС. Здесь они слагают так называемое
силурийское плато, ограниченное на севере Балтийско-Ладожским глин-
том. В долине р. Нарвы с глинтом связан водопад высотой около 10 м.
Известняки и доломиты закарстоваиы. Карст нреимущественно древ-
ний, относится к закрытому типу и в рельефе не проявляется. Главными
формами подземного карста являются каверны. Наличие местного бази-
са дренажа - - водопада — привело к оживлению древнего карста, про-
явившегося в выносе заполняющего пустоты материала, увеличении раз-
меров открытых карстовых полостей и образованию новых путей для
движения подземных вод, особенно в верхней части карбонатного мас-
сива. Для уменьшения потерь па фильтрацию через закарстованпые
породы была применена цементационная завеса.
Доломиты верхнего девона встречены в районе Плявинской ГЭС,
выстроенной на р. Даугаве. В них также был обнаружен древний и со-
временный карст в форме кавернозности и воронок-колодцев, прорезаю-
щих всю толщу доломитов до подстилающих песков, содержащих на-
порные воды. Воронки располагались цепочками, которые не связаны
в своем расположении ни с современными, ни с древними эрозионными
врезами. В связи с этим А. Г. Лыкошиным была высказана гипотеза
о связи карста с тектоническими процессами и разгрузкой напорных
вод. Участок строительства Плявинской ГЭС расположен иа восточном
крыле Польско-Литовской синеклизы, осложненном крупными куполо-
образными складками. Образование складок сопровождалось наруше-
нием сплошности слоев, образованием трещин и даже дроблением по-
род. Эти нарушения и явились путями разгрузки напорных подземных
вод, содержащихся в подстилающих доломитах и песках. В результате
произошло выщелачивание пород и образование воронок-колодцев. Од-
новременно нроисходил вынос песков, что способствовало развитию про-
садочных явлений и еще большему нарушению сплошности известняков.
Известняки и доломиты девонского и каменноугольного возраста
слагают Жигулевские горы в районе Самарской Луки, где возведена
Куйбышевская ГЭС. Этот суженный участок долины Волги с высоким
правым бортом, сложенным скальными породами, давно привлекал вни-
мание гидротехников, но сильная закарстованность известняков и на-
личие в карстовых полостях тонкой доломитовой муки, практически не
поддающейся искусственному закреплению, исключал возможность
строительства здесь напорных сооружений. Смелое и оригинальное ре-
шение было найдено на основании всестороннего изучения строения до-
лины Волги и восстановления истории ее формирования. Как показал
историко-геологический анализ, прадолииа Волги была глубоко (250—
300 м) врезана в толщу подстилающих пород. Позднее, по мере погру-
жения платформы, происходило постепенное заполнение долины вна-
479
чале более грубыми аллювиальными отложениями, затем, когда река
распалась на отдельные озерные плесы — тонкими глинистыми осадка-
ми озерного генезиса. Последние заполнили не только долину Волги,
но и открывающиеся в нее балки и овраги, некоторые из которых глу-
боко прорезают Жигулевские горы. В результате они превратились в
естественные противофильтрационные завесы, «вложенные» в массив
закарстованных пород. Один из таких оврагов — Отважнснский — и
послужил местом причленения напорного фронта Куйбышевского гидро-
Рис. 74. Схематический геологический разрез по оси сооружений Каховской ГЭС-
1 — голоценовые аллювиальные дресвяные пески (а IV); 2— голоценовые аллювиаль-
ные пески и супссн (а IV); 3 — лиманно-морские верхнеплейстоценовые илы
(Zm.rnlll): 4 — мелкозернистые верхнеплейстоценовые аллювиальные пески (а III);
о—гравелистые разнозернистые верхнеплейстоценопые аллювиальные пески (а III);
6— плейстоценовые лессы (pr 111); 7 — понтические слоистые крепкие кавернозные
известняки (А^д); 8 — мэотические слоистые закарстованпые известняки (<Vi/n3);
9 — верхнесарматские тонкослоистые известняки, силыюзакарстованные (A'jSj);
10 — срсднссарматские известковистые пески (A’iSj); 11—среднссарматскис тонко-
слоистые кавернозные известняки, в пределах скального выступа сильно разрушен-
ные (АГА); 12 — срсдиесарматскпе мелкозернистые пески, в основании глинистые
(ATtS2); 13—нижнесарматские черные глины (AM); 14 — уровень грунтовых вод
узла. Таким образом, проблема борьбы с фильтрацией была успешно
решена в этом случае самой природой.
На юге, в Причерноморье известняки неогенового возраста (верх-
ний сармат, понт) были встречены при строительстве Каховской ГЭС
Они слагают здесь верхнюю часть разреза и выходят на поверхность
в обрывах правого высокого склона долины Днепра. На низком левом
склоне известняки верхнего сармата перекрыты толщей древнего аллю-
вия (рис 74). Известняки закарстовапы. На левом берегу электрораз-
ведка выявила под толщей песков большое число карстовых воронок.
На высоком правом склоне карст проявляется в форме кавернозности
отдельных слоев известняка. Карст древний: как воронки, так и кавер-
ны заполнены песчано-глинистыми продуктами выветривания.
Основная опасность при строительстве напорных сооружений за-
ключалась в возможности вымыва заполнителя, что могло повлечь за
собой резкое увеличение потерь воды иа фильтрацию. Однако выполнен-
ные для изучения этого явления опытные работы и моделирование по-
казали, что при ожидаемых градиентах напора вымыва заполнителя ие
480
Судет. Для уменьшения потерь на фильтрацию в обоих бортах долины
была выполнена цементационная завеса длиной 940 и 200 м.
Как видно из вышесказанного, известняки и доломиты представля-
ют собой надежное основание гравитационных плотин и других тяже-
лых гидротехнических сооружений. Проблемы больших неравномерных
осадок или потерь устойчивости сооружениями здесь практически не
возникают. В результате основным геологическим фактором, определя-
ющим условия строительства гидротехнических сооружений на карбо-
натных породах, оказывается в большинстве случаев карст. Наличие
карстовых пустот (трещин, каверн и пещер) резко увеличивает водо-
проницаемость массивов карбонатных пород и может повести к боль-
шим потерям на фильтрацию. Соответственно при изысканиях под гид-
ротехнические сооружения в районах развития карбонатных пород ос-
новное внимание сосредоточивается на изучении карста: определении по-
ложения и размера карстовых форм, закономерностей распределения
их по разрезу и геоморфологическим элементам, составу и характеру
заполнителя и др. Большое внимание уделяется также восстановлению
геологической истории формирования карста. Для этой цели исполь-
зуется комплекс геофизических методов (сейсмоакустика, электрораз-
ведка, каротаж), дополняемый опорным бурением и горными работами
(шурфы, шахты, штольни) и опытными работами. При открытом кар-
сте для борьбы с фильтрационными потерями обычно применяются це-
ментационные завесы. Они оказываются эффективными даже при очень
высокой степени закарстованности пород: наличие пещер, широких тре-
щин и др. При наличии же в пустотах заполнителя проблема сущест-
венно усложняется, так как создается угроза вымыва заполнителя в
процессе эксплуатации сооружений. Особенно опасна в этом отношении
доломитовая мука, легко удаляемая из пустот фильтрационным пото-
ком и в то же время не поддающаяся закреплению ни одним из приме-
няемых для этой цели методов. Глинистый заполнитель менее опасен.
Наблюдения за выстроенными сооружениями показали, что вымыда
глинистого заполнителя ни в одном случае не наблюдалось.
Группа галогенных и карбонатно-галогенных формаций. В связи с
большой растворимостью галогенные породы не выходят непосредствен-
но на поверхность в дне речных долин, а перекрываются толщами по-
род иного состава, главным образом доломитами и известняками. Од-
нако в практике гидроэнергетического строительства на Русской плат-
форме известны случаи, когда и при глубоком залегании галогенные
породы оказали решающее влияние на все основные проектные реше-
ния. Интересным примером может служить в этом отношении Камская
ГЭС, построенная в 1954 г. в нижнем течении Камы. Долина Камы на
участке строительства прорезает толщу песчано-глинистых пород ур-
жумской свиты, подстилаемую карбонатными породами Соликамской
свиты. В основании залегает мощная толща ангидритов, перешедших
в верхней части в гипс (рис. 75). Вся толща под небольшим углом (око-
ло Г) падает вниз по течению реки. В результате в верхнем бьефе по-
роды Соликамской свиты выходят на поверхность, образуя «фильтраци-
онное окно».
Основная опасность при строительстве напорных сооружений Кам-
ской ГЭС заключалась в возможном растворении гипсов с последующи-
ми неравномерными осадками сооружений или даже полным разруше-
нием основания. Для снижения градиентов и уменьшения расхода под-
земный контур плотины был принят весьма сложным с водонепроницае-
мым понуром длиной НО м (дополняемым естественным понуром из
глин уржумской свиты) и противофильтрационными устройствами:
481
трехрядкой цементационной завесой длиной 200 м и глубиной в среднем*
60 м (до кровли ангидритов), вертикальным глубинным дренажем из;
скважины большего диаметра. Дренаж обеспечивал перехват воды, про-
фильтровавшейся через цементационную завесу, и сброс ее в нижний’
бьеф. Таким образом, под телом плотины формировалась застойная зо-
на и существенно снижалось противодавление. Для наблюдений за пье-
зометрами и изменениями химического состава подземных вод была,
оборудована сеть наблюдательных скважин. Наблюдения за работой-
противофильтрационных устройств показали, что цементационная за-
веса гасит напор верхнего уржумского горизонта на 14—15%, нижнего-
^7	8 1^853 9 ^Щ10 IjHluln l*WI12
Рис. 75. Продольный геологический разрез по оси плотины Камской ГЭС.
Четвертичный аллювий (eQ): 1—суглинок, супесь, торф; 2 — песок; 3 — галька,,
гравий, песок; 4 — отложения татарского яруса — аргиллиты (ванны) с прослойка-
ми известняков (Pj/). Отложения казанского яруса (Р^л); 5 — известняки плитча-
тые; 6—доломиты светло-серые; 7 — мергели известковистые; 8 — мергели и доло-
миты с прослойками и линзами гипса (гипсоносные); 9 — доломиты глинистые; 10 —
доломиты полосчатые; 11 — гипсы; 12 — ангидриты кунгурского яруса (Ptkg)
Соликамского — на 8—10%, понур соответственно на 21—33 н 24—34%'.
Суммарное падение напоров для каждого из горизонтов составило толь-
ко около 40%.
Наблюдения за плотиной в течение 12 лет эксплуатации показали?
следующее: 1) осадка сооружений невелика (менее 10,5 см); 2) расход,
фильтрационного потока под плотиной невелик (около 500 м3/сут) и ос-
тается практически постоянным; 3) процессы опреснения и изменения
химического состава подземных вод под плотиной развиваются очень-
медленно; 4) не наблюдается выщелачивания прослоев и линз гипса,
залегающих в толще карбонатных пород. Все это свидетельствует либо-
об отсутствии, либо об очень незначительном растворении гипсов, не
опасном для нормальной эксплуатации сооружения.
Строительство Камской ГЭС доказало возможность строительства
напорных сооружений на гипсоносных породах н позволило разработать-
как рациональную методику инженерно-геологических исследований, так
и систему достаточно эффективных защитных мероприятий. Таким об-
разом, имеющийся пока еще сравнительно небольшой опыт строитель-
482
ства гидротехнических сооружений на толщах пород, содержащих рас-
творимые галогенные образования, дает обнадеживающие результаты,
свидетельствующие о том, что при применении достаточно эффектив-
ной системы защитных мероприятий можно обеспечить и в этом случае
нормальную эксплуатацию сооружений.
Четвертичные отложения следовало бы, строго говоря, отнести к
формациям терригенных пород, так как отложения этого последнего
Рис. 76 Геологический разрез но створу плотины Каунасской ГЭС на Немане.
1 — голоценовые эоловые пески (е IV), 2 — голоценовые аллювиальные галечники
(а IV); 3—голоценовые аллювиальные пески (а IV); 4 — голоценовые аллювиаль-
ные супеси н суглинки (а IV); 5 — озерно-ледниковые верхнеплейстоценовые гли-
ны (/gill); 6 — озерно-ледниковые верхнеплейстоцсиовые супесн н пески (/gill);
7 — моренные верхнеплейстоценовые суглинки (g III); 8—флювиогляциальные сред-
не-верхпеплейстоценовые пески, гравий и галька II—III); 9 — флювиогляциальные
средне-верхнеплейстоценовые супеси (f II—III); 10—моренные среднеплейстоцеиовые
(московские) суглинки с линзами песка и гравия (glim); 11 —уровень подземных
вод; *12 — контуры врезки бетонных сооружений
этапа развития Русской платформы представлены континентальными и
морскими терригенными образованиями. Однако присутствие в их со-
ставе таких комплексов отложений, как ледниковый, лессовый и неко-
торые другие, коренным образом отличает их от всех более древних
терригенных образований. Это делает необходимым рассмотреть их
самостоятельно. Четвертичные отложения представлены большим чис-
лом геолого-генетических комплексов и генетических типов от-
ложений, по в строении речных долин широкое участие принимают в
основном два комплекса: ледниковый (донная морена, флювиогляци-
альные, озерно-ледниковые отложения) и озерно-аллювиальный. В при-
устьевых частях в строении долин принимают также участие четвертич-
ные морские отложения. В ряде случаев эти отложения явились ос-
нованием не только земляных, но и тяжелых бетонных сооружений.
Отложения ледникового комплекса были встречены при строитель-
стве многих ГЭС, а морена явилась основанием бетонных сооружений
Каунасской, Плявинской, Каневской, Иваньковской, Угличской и не-
которых других гидроузлов.
Каунасская ГЭС на Немане построена в 1960 г. На участке строи-
тельства дно и склоны долины реки сложены отложениями ледникового
комплекса: донной мореной, флювиогляциальными супесями и песками
и озерно-ледниковыми ленточными глинами (рнс. 76).
483
Основа и нем бетонных сооружений является среднеплейстоценовая
морена, представленная плотными суглинками (плотность 2,29 г/см3),
находящимися в твердой консистенции. Расчет показал, что осадка
сооружений не будет превышать 5—10 см, что подтвердилось наблю-
дениями. При проходке котлованов известные опасения вызывало на-
личие в разрезе слабоуплотненных флювиогляциальных супесей, не-
посредственно контактирующих с водоносными аллювиальными песка-
ми. Предполагалось обеспечить устойчивость откоса забивкой шпун-
тового ограждения, но удалось благополучно пройти котлован с при-
ES33 Ш4 П’ S* Е3«
Рис 77. Геологический разрез по оси подпорных сооружений Плявинского гидро-
узла па р. Даугаве.
Четвертичные отложепия: I — моренные суглинки; 2 — моренные супеси, 3 —
«шлейф» — древние аллювиальные, делювиальные и оползневые отложения. Отложе-
ния верхнего девона: 4 — доломиты даугавской свиты; 5 — глины и доломиты са-
ласпнльской свиты; 6 — доломиты и мергели плявипской свиты; 7 — пески, песча-
ники и глины аматской свиты; 8 — контур цементационной завесы
менением простейших дренажных устройств. Притоки воды в котло-
ван оказались значительно меньше расчетных.
Иваньковская ГЭС па Верхней Волге является головным соору-
жением канала им. Москвы (1937 г.). В дне долины вскрыта мощная
толща днепровской морены. Морена суглинистая, плотная, твердой
консистенции. Осадка сооружений за 13 лет наблюдений составила:
140 мм у водосливной плотины и 98 мм у здания ГЭС.
Угличская ГЭС образует вторую ступень Волжского каскада
(1941 г.). Основанием сооружений здесь также служат моренные су-
глинки значительной мощности (19—30 м). Морена очепь плотная, твер-
дой консистенции. Осадка бетонной плотины 50—80 мм, осадка здания
ГЭС — 120 мм.
Несколько более сложные условия встретились при строительстве
Плявинской ГЭС на Даугаве. В створе плотины были обнаружены два
глубоких (до 70—80 м) эрозионных вреза, прорезающих толщу закар-
етованных верхиедевонских доломитов и выполненных мореной. Море-
на представлена плотными валунными суглинками, переходящими в
нрнбортовых частях долины в супеси с невыдержанными прослоями и
линзами песков. Моренные суглинки практически водонепроницаемы,
еупсси обладают невысокой фильтрационной способностью (коэффици-
ент фильтрации 0,01 м/сут). Переуглубление вскрывает напорный водо-
носный горизонт в толще песков, подстилающих доломиты (рис. 77), и
разгрузка горизонта осуществляется частично через морену (ее опесча-
иенные разности). Взвешивающее влияние напорных вод привело к
разуплотнению супесчаной морены и даже придало ей плывунные свой-
ства; в скважинах наблюдались «пробки», в шахтах выпучивание грун-
484
тов дна и разрушение крепи и др. Такие участки были встречены под
правым блоком здания ГЭС. Физико-механические свойства «еразуплот-
ненных разностей морены оказались вполне удовлетворительными. Ра-
дикальной мерой для борьбы с разуплотнением супесей в процессе про-
ходки котлованов явилось снижение напоров воды в водоносных песках
путем устройства глубинного водопонижения по периметру котлована
(напор внутриморенных вод был снижен иа 20—25 м). Осадка блоков
ГЭС за два года достигла 90—185 мм (максимальная 220 мм), горизон-
тальные смещения (25—35 мм) к 1968 г. в основном затухли.
Как видно из приведенных примеров, морена представляет собой
надежное основание гидротехнических сооружений. Осадки сооруже-
ний, как правило, не превышают 10—20 см и остаются в допустимых
пределах. Высокие показатели сопротивления сдвигу (угол внутреннего
трения 31—40°, сцепления 0,1 • 105—0,25-105 Па) обеспечивают устойчи-
вость сооружений без применения сложных конструктивных меропри-
ятий.
Поскольку гидроузлы возводятся в речных долинах, основанием
многих сооружений служат аллювиальные отложения (Волж-
ская ГЭС им. В. И. Ленина, Каховская, Горьковская ГЭС и др.).
Каховская ГЭС возведена на Днепре в его нижнем течении (ниже
г. Никополя). В напорный фронт входит бстоипая плотина, здание
ГЭС, шлюз и земляные плотины.
На участке строительства долина реки сильно переуглублена и вы-
полнена современными и древними аллювиальными отложениями мощ-
ностью более 50 м. Пески подстилаются нижнесарматскими глинами.
Борта долины сложены закарстованными известняками, переслаиваю-
щимися с песками. Первоначально бетонные сооружения намечалось
расположить на выступе нижнесарматских известняков, вскрытых под
толщей аллювия на глубине около 20 м. Однако исследования в кессон-
лаборатории показали, что известняки имеют небольшую мощность и
сильно разрушены. Поэтому все сооружения были возведены на аллю-
виальных песках. В верхней части разреза пески мелко- и тонкозернис-
тые, ниже более крупные. Свойства песков были изучены в опытном кес-
соне. Пористость песков 37%; коэффициент трения для этой пористости
0,45 (с учетом наличия в разрезе тонких прослоев илов).
Для уменьшения нагрузок на грунты основания под плотиной было
предусмотрено уширение фундаментной плиты с устройством консоль-
ного выступа в верхнем бьефе длиной 17,5 м. Для предотвращения суф-
фозионных явлений подземный контур плотины был развит путем уст-
ройства понура из суглинков длиной 50 м и шпунтовой стенки (у на-
порной грани) с глубиной забивки 18 м. Было осуществлено также креп-
ление нижнего бьефа. Сходный подземный контур был принят и у здания
ГЭС. В связи со слабой сжимаемостью песков и стабилизацией осадок
в строительный период расчет осадок был сделан исходя только из
сжимаемости нижнесарматских глин (250—300 мм). Фактические осад-
ки оказались меньше расчетных. В процессе проходки котлованов,
сопровождавшейся водоотливом, восходящие токи воды разрыхляли
пески. Это потребовало удаления верхнего разрыхленного слоя и
установления иглофильтров в дне котлована, что дало хорошие резуль-
таты.
При строительстве Волжской ГЭС им. XXII съезда КПСС у Вол-
гограда на аллювиальных песках была возведена бетонная плотина
длиной 725 м.
Основанием плотины явились современные аллювиальные пески
мощностью около 10 м, подстилающиеся бучакскими и царицынскими
485
песчано-алевритовыми породами в различной степени сцементированны-
ми кремнистым и глинистым материалом (рис. 78). Были приняты рас-
четные значения коэффициента трения песков 0,38- 0,45. Под отдель-
ными секциями плотипы были встречены выдержанные прослои связ-
ных грунтов. Для них были приняты следующие расчетные значения:
коэффициент трения 0,16—0,27, сцепление 0,33-105—0,34-10^ Па. Про-
ходка котлована должна была производиться под охраной дренирую-
щих ковшей и системы глубинного водопонижения. Однако в связи с
Рис. 78. Геологический разрез по оси плотины Волжской ГЭС нм. XXII съезда
КПСС на Волге:
I—голоценовые делювиальные суглинки и супеси («/IV); 2 — голоценовые аллю-
виальные пески, гравий, галька (а IV): 3 — отложения ательского горизонта —
еупссь, песок, глина (Qllaf); 4 — отложения хазарского горизонта — песок с
гравием и галькой (Qllhz); 5 — отложения бакинского горизонта — галечники
и пески (QIЙ); 6 — отложения ергенннской свиты — песок (Ы2ег)-, 7 — отложе-
ния майкопской свиты — глины (Fs— Л'} mfe); 8—отложения балыклейскэй
свиты — глины, мергели, известняки (F2_3W); 9 — отложения бучакской свиты —
пссчано-алевритовые породы, глины, песчаники (F| t>); 10 — отложения верхнеца-
рнцинской свиты — аргиллиты и алевролиты (F2zr2); 11—отложения пижне-
царицынской свиты — аргиллиты, алевролиты (Pjzri); 12 — отложения пролей-
ской свиты — песок, песчано-алевритовые породы, алевролиты (F 2дг); 13 —
отложения камышинской свиты — песок (F ikm); 14 — уровень подземных вод
нарушением проектных решений и несвоевременным пуском водопони-
зительной установки произошел выпор дна котлована, сопровождавший-
ся резким ухудшением свойств песков. В связи с этим были применены
меры по уплотнению и частичной замене грунтов основания. Для пре-
дотвращения суффозии песков и повышения устойчивости плотины в се
подземный контур включен анкерный понур длиной 53 м и два шпунто-
вых ряда, один из которых доведен до прочных бучакских пород. В ниж-
нем бьефе под водобоем были заложены два ряда разгрузочных сква-
жин, которые снимали противодавление на флютбет плотины. Осадки
плотины оказались в пределах допустимых.
При строительстве Каневской ГЭС здание станции, совмещенное
с водосливной плотиной, было расположено на современном аллювии.
Но здесь условия были значительно менее благоприятными, поскольку
486
«дна часть здания располагалась иа песках русловой фации и фации
.размыва с хорошими физико-мехаиическими свойствами, а вторая — на
глинистых песках периферийно-русловой фации и супесях, суглинках и
.глинах старично-озерной фации, обладающих плывунными свойствами.
В связи с тем что мощность аллювия оказалась небольшой, а ниже за-
легали сплошные валунные суглинки, для сопряжения здания ГЭС с ос-
нованием были применены бетонные зубья и шпунтовый ряд. Опасных
деформаций сооружений не наблюдалось.
Наибольшие трудности при строительстве тяжелых бетонных соору-
жений иа аллювиальных отложениях возникли при строительстве Цим-
лянского гидроузла и бетонной плотины Волжской ГЭС им. В. И. Ле-
нина, поскольку в толще песков были встречены многочисленные линзы
•старичных отложений, представленных слабоуплотненными илами. Так,
под плотиной Цимлянской ГЭС на глубине до 3,5 м было вскрыто семь
линз голоценовых старичных грунтов протяженностью от 10 до 25 м
и мощностью до 1 м. Общая площадь старичных отложений под секцией
4 достигла 82%, а под секцией 5 до 50%. Под секциями плотины Волж-
ской ГЭС им. В. И. Ленина площадь старичных отложений составила
•от 62 до 77%. Специальные карты-срезы, дающие представление о по-
ложении и площади старичпых отложений, позволили правильно оце-
нить соотношение песчаных и старичных грунтов в каждом сечении и
•правильно выбрать расчетные характеристики. В ряде случаев возник-
ла необходимость в удалении старичных грунтов, что в связи с их лег-
кой разжиженностью было сопряжено со значительными трудно-
стями.
При строительстве на аллювиальных песках большое внимание уде-
лялось-определению степени их уплотнения, мерой которой могут слу-
жить такие показатели, как объемная масса скелета или коэффициент
пористости. Для изучения степени уплотнения песков применялись раз-
личные методы, включая лабораторные исследования и динамическое
зондирование. В ряде случаев пришлось применить сложные и дорого-
стоящие работы. Так, при изысканиях под бетонную плотину Волжской
ГЭС им. В. И. Ленина были пройдены четыре шахты глубиной 10—27 м
(под защитой водопонижения и замораживания), на строительстве
"Волжской ГЭС им. XXII съезда КПСС — шахта глубиной 25 м (под за-
щитой замораживания), на строительстве Цимляпской ГЭС опущен кес-
сон на глубину 30 м. При строительстве ряда сооружений (Цимлянская
ГЭС, Волжская ГЭС им. В. И. Ленина) были предприняты попытки ис-
•кусственного уплотнения песков с помощью взрывов, но положительного
результата оии не дали. Несмотря па увеличение степени уплотнения
песков, их прочностные и деформационные показатели не улучшились.
Это показало, что слежавшиеся пески приобретают известную степень
цементации.
Современные морские отложения лиманного типа
•были встречены при строительстве сооружений Каховской ГЭС. Здесь
«ни залегают в виде лииз мощностью до 7 м в толще песчаного аллю-
вия. При буровых работах илы разрушались, превращаясь в полужид-
кую массу. В связи с этим свойства илов были изучены в естественном
залегании в кессон-лаборатории. Исследования показали, что, несмотря
•на очень высокую пористость (более 60%) и скрытотекучую консистен-
цию, илы при нагрузках до 1,5-10® Па сохраняют свою структуру, срав-
нительно слабо сжимаются (6,3%) и обладают высоким сопротивлением
•сдвигу: угол внутреннего трепня 8°, сцепление 0,14-10® Па. На песках
< линзами илов была возведена земляная плотина. Выпора илов или
других деформаций не наблюдалось.
487
Переработка берегов водохранилищ
На территории Русской платформы расположено 72 водохранилища;
объемом более 0,1 км3 (рис. 79). Многие крупные реки (Волга, Днепр,
Даугава и др.) па значительном протяжении превращены в каскады во-
дохранилищ. Большинство из них выполняет роль регулирующих ем-
костей для гидростанций, при которых они созданы, ио одновременно
служит и для забора воды для водоснабжения населенных пунктов и
промышленных предприятий, для орошения и др. Кроме того, водохра-
нилища на реках превращают последние в глубоководные транспортные
магистрали, связывающие центральные промышленные районы страны
с морскими акваториями. Однако водохранилища наносят и определен-
ный ущерб народному хозяйству, вызывая затопление и подтопление
освоенных земель и разрушение берегов, где расположены населенные
пункты, хозяйственные угодья, промышленные предприятия, автомо-
бильные и шоссейные дороги и другие объекты (табл. 168).
Таблица 168
Общая длина береговой линии некоторых водохранилищ
Русской платформы и протяженность берегов,
подверженных переработке
(по Е. Г. Качугнну, 1962, И. А. Печеркнну, 1969)
Водохранилище	Общая длина береговой лиши, км	Общая длина неустойчивых, абразионных берегов, хм (%)
Имандровское		800	256 (32)
Рыбинское		1 650	152 (9)
Горьковское (озерная часть). .	415	166(40)
Каунасское		118	58 (49)
Иваньковское		819	154(19)
Угличское		883	132(14)
Можайское		119	24 (20)
Камское 		913	421 (46)
Воткинское 		970	400(41)
Волгоградское		2030	812(40)
Кременчугское		800	325 (41)
Куйбышевское		2 100	1400 (66)
Каховское		550	470 (85)
Цимлянское		660	430(65)
Вёселовское 		580	452 (78)
Всего . . .	13407	5652 (42)
Как следует из приведенных данных, протяженность разрушаемых
берегов только на 15 перечисленных водохранилищах превышает
5 тыс. км. Ширина зоны переработки в зависимости от различных факто-
ров (которые будут рассмотрены ниже) колеблется в среднем за деся-
тилетие от 20 до 80 м, достигая местами 200—215 м. Если принять в
расчет среднюю величину примерно 40 м, то общая потеря площади по
этим водохранилищам за десятилетний период составит около 20 тыс. га,
а по всем водохранилищам -- примерно в 2,5—3 раза больше. Размеры
и интенсивность переработки берегов зависят от большого числа факто-
ров: гидрологических, морфометрических, геологических, ландшафтных
и др. Здесь же рассматриваются только некоторые из них, связанные в
той или иной степени с региональными инженерно-геологическими зако-
номерностями Русской платформы.
488
Рис. 79. Водохранилища емкостью более 0,1 км3, расположенные в пределах
Русской платформы
( — водохранилище и его порядковый номер: I — Кайтакоски; 2 — Борисоглеб-
ское, 3 — Верхнетуломское; 4—Нижнетуломскос; 5—Пиренгскос; 6 — Имаидров-
скос; 7—Княжегубское; 8—Иовское;' 9 —Кумское; 10—Палокоргское; И—
Ондозерское; 12 —Сумозерское; 13 — Выгозерское; 14—Сегозерское; 15—Палье-
озерское; 16 — Яннсъярви, 17 — Салоньярви 18 — Суоярви; 19 — Гирвасское;
20 — Сандальскос; 21 — Сундозерское; 22 — Ведлозерское; 23 — Водлозерское;
24 — Верхнесвирское; 25 — Нижпесвнрское; 26 — Нарвское; 27 — Ковжское; 28 —
Платяльское; 29 — Рижское; 30 — Кегумское; 31 — Плявиньское; 32—Волховское;
33 — Шскснинекое; 34 — Кубснское; 35 — Каупасское; 36 — Велъсвское; 37—Ры-
бинское; 38 — Верхневолжское; 39 — Вышневолоцкое; 40 — Заславльское; 41 —
Угличское; 42 — Иваньковское; 43 — Рузское; 44 — Озернинское; 45 — Истринское;
46—Учинское; 47—Можайское; 48 — Горьковское; 49 — Камское; 50 — Воткин-
ское; 51 — Киевское; 52 — Каневское; 53 — Матырское; 54— Павловское; 55 —
Куйбышевское; 56—Лалыжииское; 57—Дубоссарское: 58—Кременчугское: 59—
Печенежское; 60 — Саратовское; 61 — Куту лукское; 62 — Днепродзержинское;
63 — Карачуновское; 64 — Краспооскольское; 65 — Днепровское; 66 — Каховское;
67 — Волгоградское; 68 — Карповское; 69 — Варваровское: 70 — Цимлянское;
71 — Пролетарское; 72 — Веселовское. II — граница Русской платформы; III —
Государственная граница СССР
Как видно из приведенной схемы (см. рис. 79), водохранилища раз-
мещены почти на всей территории Русской платформы в пределах раз-
личных геологических регионов и ландшафтно-климатических зон. Са-
мые северные из них располагаются в пределах Балтийского щита —
Кольского п-ова и Карелии. Большинство из них небольших или сред-
них размеров и относится к группе котловинных озерных водохрани-
лищ, созданных путем подпора существующих озер (Иовское, Имапдров-
ское, Саидальское, Волозерское и др.). Величина и форма таких водо-
хранилищ обусловлены морфометрией озерных котловин, имеющих в
-основном тектоническое и эрозионно-тектоническое происхождение. Как
правило, озера вытянуты с северо-запада на юго-восток, имеют чрез-
вычайно извилистую береговую линию, неровную поверхность дна и мно-
жество островов, существенно уменьшающих разрушительную энергию
волн. Высота подпора озер не превышает нескольких метров (Имандров-
ское — 1,7 м, Ондозерское — 4,6 м, Сегозерское — 6,0 м). Поскольку
озера и раньше испытывали колебания уровня, имели выработанную
отмель, пляж, переработка берегов таких водохранилищ невелика. Ска-
зывается также специфика геологического строения этого района. На
большей протяженности берега водохранилищ иа Кольском п-ове и в
Карелии сложены кристаллическими породами докембрия и леднико-
выми и водно-ледниковыми четвертичными образованиями. Протяжен-
ность скальных берегов на крупных водохранилищах Балтийского щита
нередко измеряется десятками километров. Так, па Имапдровском во-
дохранилище она достигает 40 км, на Выгозерском — 30 км. Как пра-
вило, берега, сложенные скальными породами, образуют высокие об-
рывы, разрушение которых обусловлено главным образом процессами
'Выветривания, а не воздействием волн. Интенсивность переработки этих
берегов незначительна, хотя в отдельных случаях могут наблюдаться
обрушения неустойчивых береговых склонов.
Ледниковые отложения представлены в основном мореной, состоя-
щей из неотсортированного песчапо-галечио-валупиого материала. Ко-
личество валунов в моренных отложениях достигает 60—70%. Размыв
таких пород приводит к быстрому вымыванию относительно мелких
фракций и образованию из крупнообломочного материала береговых
валов, пляжей, отмелей, защищающих берега от размыва. Подобные
образования обнаружены на Выгозерском, Пиренгском, Имандровском
и других водохранилищах. Аналогичным образом размываются и сор-
тируются валунно-галечные водно-ледниковые отложения. Таким обра-
зом, н здесь переработка берегов пе получает значительного развития.
Исключение составляют участки водохранилищ, сложенные песками и
торфом, где иногда наблюдаются невысокие абразионные уступы, сви-
детельствующие о развитии процесса переработки.
В центральной части Русской платформы водохранилища создава-
-лнсь, как правило, на небольших реках, озерах пли в верховьях крупных
рек. Поэтому длина большинства этих водохранилищ не достигает
100 км, а максимальная ширина — 5 км. Исключением являются Горь-
ковское, Киевское и Камские водохранилища, размеры которых значи-
тельно превышают указанные выше цифры, а также Рыбинское водо-
хранилище, образованное после затопления древней Молого-Шскснин-
-ской низменности, и Шекснинское, созданное на р. Шексне н оз. Белом.
Долины рек у водохранилищ речного типа врезаны неглубоко. Однако
динамическое равновесие береговых склонов нарушается здесь больше,
чем в озерных котловинных водохранилищах. В связи с небольшими
размерами акваторий энергия волнения здесь сравнительно небольшой
величины. Поэтому некоторые исследователи (Виноградова и др.) склон-
490
«ы считать, что в переработке берегов таких водохранилищ основную
роль играет ие волновая энергия, а периодическое смачивание склона
и физико-геологические процессы — выветривание, оползни и др.
Берега водохранилищ в центральной части платформы также сло-
жены в основном ледниковыми отложениями, в частности суглинками
основной морены позднего или среднего плейстоцена, но состав морены
здесь иной — преимущественно супесчано-суглинистый, а размеры и
содержание грубообломочного материала заметно ниже, чем на севере.
Правда и в этом случае морена остается трудно размываемой породой,
-образующей естественное берегоукрепление из крупнообломочного ма-
териала. Поскольку пылевато-глинистые фракции, содержание которых
•в морене этого района составляет 30—40%, выносятся в акваторию и
не участвуют в формировании береговой отмели, этот процесс продол-
жается здесь дольше, а переработка берегов происходит более нптеи-
-сивио. В строении берегов водохранилищ в этой части платформы уча-
ствуют также аллювиальные и озерные отложения, слагающие аккуму-
лятивные террасы. Они представлены в основном легкоразмываемыми
песками и суглинками.
В южной части Русской платформы расположены наиболее круп-
ные водохранилища, приуроченные к средним или нижним частям долин
крупнейших рек европейской части Союза (Волги, Дона, Днепра). Про-
тяженность берегов большинства водохранилищ превышает здесь 100 км,
л ширина 5—6 км. Крупнейшими из них являются Волгоградское, Са-
ратовское, Куйбышевское, Цимлянское, Кременчугское, Каховское. По-
вышенная интенсивность переработки берегов этих водохранилищ оп-
ределяется в первую очередь их большими размерами, а также харак-
тером обширных безлесных пространств, примыкающих к водохранили-
щу. Оба эти фактора способствуют образованию высоких ветровых волн
и резко повышают их динамическое воздействие на берега водохрани-
лищ. Высота волн на Куйбышевском, Волгоградском, Цимлянском во-
дохранилищах достигает 3—3,9 м, т. е. немногим уступает высоте штор-
мовых волн в южной глубоководной части акватории Каспийского мо-
ря. Как показали расчеты Е. Г. Качугина (1961), энергия волнения на
Волгоградском водохранилище, расположенном в степной зоне, дости-
гает 800 тыс. т-м, на Рыбинском же, имеющем громадную ширину до
56 км, но расположенном в лесной зоне — не превышает 65 тыс. т-м.
Размыву берегов способствует также большая длительность безледного
периода. Так, если на водохранилищах северной зоны она ие превышает
5,5—7 мес в году, то в южной зоне возрастает до 8 и даже 11,5 мес (Ка-
ховское водохранилище).
Геологическое строение берегов крупных водохранилищ южной зо-
иы в связи с большой глубиной эрозионных врезов отличается разно-
образием. Левые относительно низкие берега сложены в большинстве
случаев аллювиальными, а на Волгоградском водохранилище также
морскими четвертичными отложениями. Правые высокие берега сло-
жены преимущественно различными дочетвертичными породами, обра-
зующими сложные многослойные разрезы, в составе которых большое
место занимают глины. На Днепровских, Каховском, Кременчугском и
других водохранилищах широкое участие в строении берегов принима-
ют также лессовые породы. По степени размываемости эти породы раз-
личны. Лессы и песчаные аллювиальные отложения относятся к ката-
строфически- и легкоразмываемым породам; хвалынские глины, прини-
мающие участие в строении Волгоградского водохранилища — к сред-
неразмываемым, а дочетвертичные образования в связи с пестротой их
литологического состава характеризуются весьма различной размывае-
491
мостыо - от легкой до весьма трудной. Замедление процесса перефор-
мирования берегов на таких водохранилищах наступает обычно после
образования отмели, сложенной преимущественно крупнообломочиым
или песчаным материалом. Последний может накопиться либо за счет
волнового отмучивания и сортировки продуктов разрушения береговых
склонов непосредственно в районе формирования отмели, либо в резуль-
тате поступления материала с соседних участков водохранилища.
Как показывают наблюдения, интенсивность размыва склонов, сло-
женных глинистыми породами, в весьма малой степени зависит от укло-
на отмели. Так, на ряде участков Волгоградского водохранилища интен-
сивный размыв берегов, сложенных тонкодисперсными хвалынскимы
глинами, продолжается даже при углах откоса отмели менее 1°, по-
скольку аккумуляция продуктов размыва не происходит и весь образую-
щийся материал выносится за пределы отмели.
На процессы переработки берегов определенное влияние оказывает
также растительность. Широкое распространение различных древесных
пород, кустарника и прочного дерна в северной и центральной частях
Русской платформы, несомненно, замедляют переформирование бере-
гов, укрепляя невысокие береговые уступы. На Рыбинском водохранили-
ще на участке заповедника в Борке, по данным наблюдений Л. Н. Ку-
ражковского, одиночное ивовое дерево в течение ряда лет защищает от
размыва 15—20-метровый участок песчаного берега. На Горьковском во-
дохранилище, у совхоза «Утес» посадка кустарника уменьшила интен-
сивность размыва аллювиальных суглинков на 50% по отношению к ве-
личине размыва незащищенного участка берега. На Истринском водо-
хранилище Е. Г. Качугнным наблюдались участки берега, где дерн
более двух лет сопротивлялся разрушительному воздействию волн.
В лесостепной зоне защитная роль древесной и кустарниковой расти-
тельности постепенно уменьшается, а в степной зоне — сводится к мини-
муму.
В процессе переформирования берегов водохранилищ помимо пе-
реработки, связанной с абразионной деятельностью волн, принимают
также участие многие другие геологические процессы: выветривание^
эрозия, оползни, карст, просадочные и суффозионные явления и др. Их
характер и интенсивность развития также весьма тесно связаны с ланд-
шафтно-климатической зональностью и особенностями геологического-
строения территории. Наименее активно геологические процессы, при-
нимающие участие в переработке склонов, развиты на северных водо-
хранилищах, расположенных в пределах Балтийского щита. Умеренный
мягкий климат этого района не благоприятствует развитию здесь ни
физического, ни химического выветривания. Преимущественное распро-
странение прочных нерастворимых скальных пород не способствует
проявлению и других геологических процессов — эрозии, оползней, кар-
ста н др. В центральной части платформы выветривание и эрозия харак-
теризуются уже большей интенсивностью. На Горьковском, Камском и
многих других более мелких водохранилищах в формировании берегов
активное участие принимают оползневые процессы, а на Камских водо-
хранилищах — также карст. Максимального распространения и значи-
тельного разнообразия достигают геологические процессы в южной ча-
сти платформы. Здесь в разрушении берегов водохранилищ наряду с
абразией принимают участие эрозия, оползни, карст, просадочные яв-
ления, суффозия и др. Различные сочетания этих процессов являются
одной из причин активного и в то же время весьма невыдержанного
по площади процесса переработки берегов водохранилищ (Каховского^
Цимлянского, Кременчугского, Волгоградского и др.).
492
Ниже приведены сведения о переработке берегов Некоторых наи-
более крупных или типичных водохранилищ по материалам наблюде-
ний Гидрогеологической экспедиции Министерства мелиорации и вод-
ного хозяйства УССР, Гидрорсжимной экспедиции Министерства гео-
логии РСФСР и данным Е. Г. Качугипа, И. Л. Псчеркина и других
'исследователей. Впервые наблюдения за переработкой берегов водохра-
нилищ были организованы но инициативе академика Ф. П. Саваренско-
го на Днепровском водохранилище в 1935 г. Водохранилище было за-
полнено в 1931—1934 гг. В период Великой Отечественной войны оно
было спущено, а затем в 1947 г. заполнено вновь. Длина озерной части
водохранилища 90 км, речной — 80 км. Ширина изменяется от 0,6 до
3,5 км, глубина от 4 до 45 м, высота волн колеблется от 0,5 (средняя)
до 2,0 м (прн сильных штормовых ветрах). Амплитуда колебания уров-
ня в озерной части 0,2—0,7 м. Берега водохранилища в основном невы-
сокие (до 10 м), крутые, сложенные лессовидными суглинками н супе-
сями. частично — аллювиальными песками. Местами имеются выходы
коренных скальных пород. Наблюдения показали, что средняя ширина
переработки берегов водохранилища, сложенных рыхлыми породами, за
период 1934—1948 гг. составила 50 м при максимальной ширине 120 м,
т. е. в среднем 10—15 м за год. На участках выходов коренных скальных
люрод переработка оказалась незначительной. В последующие годы ин-
тенсивность переработки постепенно снижалась: в период 1949—
1953 гг. — в среднем 12 м за год (максимальная 40 м), в период 1955—
1968 гг. — в среднем 2 м за год (максимальная около 4 м). Одновре-
менно произошло значительное расширение отмели (от 40 до 150 м) и
выполаживание ее поверхности до 0°30'—2°30'.
В 1959—1960 гг. выше по течению Днепра было создано Кремен-
чугское водохранилище. Протяженность водохранилища 185 км, шири-
на от 12 до 30 км, средняя глубина 6 м, максимальная — 17 м, ампли-
туда колебаний уровня 5 м. Громадный размер водохранилища создает
благоприятные условия для развития ветровых волн, высота которых
достигает 3,2 м. Берега сложены преимущественно лессовыми породами,
аллювиальными песками речных террас, местами песками, глинами и
мергелями киевской и харьковской свит палеогена и докембрийскими
гранитами и гнейсами. Средняя ширина зоны переработки абразион-
ных берегов‘за десятилетний период эксплуатации водохранилища 65—
70 м. В последние годы средняя скорость переработки не превышает
3,2 м в год. Ширина отмели у берегов, сложенных лессами, достигает
200—215 м (в среднем 80—140 м), углы наклона поверхности отмели
1°30'—3°30'.
Самым большим в каскаде днепровских искусственных водоемов
является Каховское водохранилище. Его длина 230 км, максимальная
ширина 25 км, средняя глубина 8,4 м, максимальная 36 м. Уровень
воды около 3 м. Высота волн на глубоководных участках достигает
2,5—3 м Берега водохранилища сложены известняками понта и сарма-
та, краспо-бурыми скифскими глинами и толщей лессовых отложений.
В нижней части водохранилища у уреза воды выходят лессовые поро-
ды, выше по течению обнажаются подстилающие их глины и еще вы-
ше — известняки. В связи с этим переработка берегов этого водохра-
нилища очень неравномерна: минимальная — на участках, сложенных
крепкими сарматскими известняками (несколько метров за весь 15-лст-
ний период эксплуатации водохранилища), максимальная (138—
158 м) — па участках, сложенных лессовидными породами. Среднего-
довая скорость переработки абразиоппых берегов Каховского водохра-
нилища также неравномерна, что объясняется значительными колеба-
493
ниями уровня воды. В отдельные годы она изменялась от 0,9 до 6,4 м в
год, а за период 1961—1970 гг. в среднем 3 м в год.
Цимлянское водохранилище — одно из крупнейших на реках евро*
пейской части Союза. Длина его около 320 км, ширина колеблется от
4 до 30 км. Правый берег высокий (5—50 м), местами обрывистый, ле-
вый — низкий, пологий. Берега сложены в основном аллювиальными*
песками и лессовидными суглинками. Высота волн колеблется от 0,3 до-
3,0 м, достигая в штормы 3,9 м, наблюдаются также значительные ко-
лебания уровня водохранилища при его сработке и заполнении (4—7 м).
Процесс переработки берегов протекал на Цимлянском водохранилище-
исключительно бурно. Уже в первый год после заполнения бровка бе-
рега отступила местами на 40—60 м, а на второй год — на 70—75 м,
т. е. больше, чем на многих других водохранилищах за все время пх
существования. За первые шесть лет наблюдения отступление бровки,
берега по пяти наблюдательным створам достигло 57 м, а максималь-
ное — превысило 130 м; за 15 лет соответственно 70 и 220 м. Общие
потери площади по периметру водохранилища составили 1500 га. Мощ-
ность слоя наносов, откладывавшихся в течение одной навигации, ко-
лебалась от 0,6 до 2,8 м, а за шесть лет эксплуатации превысила 4—5 м.
Аккумуляция наносов в водохранилище превратилась в серьезное пре-
пятствие для подхода судов к берегам со стороны глубоководной част»
водохранилища.
Па Волге первое крупное водохранилище было создано у Рыбинска
на месте древнего озера, заполнявшего центральную часть Молого-
Шекснипской низменности. Берега Рыбинского водохранилища низмен-
ные, на преобладающем протяжении защищены от абразии широкой
отмелью. В связи с этим, несмотря на громадную ширину водохранили-
ща (до 56 км), величина переработки берегов оказалась незначитель-
ной. За первые 12 лет эксплуатации (1939—1951) средняя ширина зо-
ны переработки составила 29 м, максимальная 86 м, причем наиболь-
шие размывы наблюдались не в широкой, а в суженной речной части»
водохранилища.
Ниже по течению расположено Горьковское водохранилище. Оно*
четко делится па две части: озеровидную протяженностью 100 км и реч-
ную — около 300 км. Максимальная ширина водохранилища 14 км. Вы<-
сота волны достигает 2,3 м, колебания уровня воды в безледоставный
период не превышает 1 м. Берега водохранилища сложены моренными
суглинками, флювиогляциальными песками и озерно-аллювиальными
супесями и песками. На правом высоком берегу местами обнажаются
верхнепермские глины и мергели. Переработка берегов па участках,
сложенных рыхлыми породами за первые десять лет эксплуатации во-
дохранилища составила 10—40 м, при максимальных значениях 90 м;
на участках, сложенных верхнепермскими породами — 10—35 м. В на-
стоящее время скорость размыва не превышает 1—3 м в год, а местами
прекратилась полностью.
Примерно такие же размывы у Камского водохранилища. Длина его
272 км, ширина 2—14 км, средняя глубина 6,3 м, а максимальная —
29,5 м. При штормовых ветрах высота волн в открытых частях водо-
хранилища достигает 2 м. Чаша водохранилища имеет четковидное
асимметричное строение. На расширенных участках берега сложены
преимущественно аллювиальными, делювиальными песками, супесямн,
лессовидными суглинками. Скорость их переработки в первые годы до-
стигала 30—40 м в год, затем заметно уменьшилась. В суженных участ-
ках водохранилища берега сложены преимущественно коренными труд-
норазмываемыми породами: известняками, доломитами, песчаниками,
494
алевролитами и аргиллитами. Местами в строении толщ пород, слагаю-
щих береговые откосы, принимают участие гипсы и ангидриты. Пере-
работка берегов па таких участках происходит медленно и обусловле-
на в значительной мере не процессом абразии, а различными другими
денудационными процессами (оползнями и карстом). В целом за деся-
тилетие бровка берегов Камскою водохранилища отступила в среднем
на 37 м, максимально на 78 м.
В 1955—1957 гг. в среднем течении Волги было создано Куйбышев-
ское водохранилище. Его длина 650 км, максимальная ширина 30 км,
глубина 39 м, колебание уровня воды 6 м, высота воли 3,2 м. Берега
водохранилища имеют существенно различное геологическое строение.
Вдоль низкого левого берега тянутся аккумулятивные террасы, сложен-
ные песками, супесями, иногда в верхней части разреза — лессовыми
породами. Правый высокий берег сложен различными по составу по-
родами дочегвертичного возраста, в том числе глинами, известняками,
мергелем. Широко развиты оползни. Все это обусловило весьма нерав-
номерную переработку берегов. За первый год эксплуатации ширина
зоны переработки составила: 4—8 м в глинах и мергелях мезозойского
возраста, 40—46 м в аллювиальных песках.
В нижнем течении Волги расположено Волгоградское водохрани-
лище, созданное в 1958—1960 гг. Протяженность водохранилища 540 км,
ширина в среднем 6 км, максимальная 17 км, средняя глубина 10 м.
Левый берег образуют уступы аккумулятивных (морских и речных) тер-
рас. Нижняя сарпинская терраса сложена преимущественно песками,
верхняя, хвалынская — глинами. За десятилетний период ве-
личина размыва левого берега составила 50—70 м, местами достигла
200—220 м. Правый высокий берег сложен весьма пестрыми по составу
отложениями позднего мела и палеогена: песками, песчаниками, мелом,
мергелями, глинами, известняками. Широко развиты оползневые явле-
ния. Здесь бровка берегового уступа отступила за тот же период на 20—
40 м. С 1964 по 1971 г. средняя величина годовой переработки абрази-
онных берегов Волгоградского водохранилища изменялась от 1,9 до*
4,0 м (средняя 2,8 м).
Значительно меньшие размеры имеет переработка берегов малых
водохранилищ (Московское море, Учинское и др.). Ширина этих водо-
хранилищ невелика (0,5—3,0 км), соответственно меньше и высота волн
(0,4—1,5 м). Берега водохранилищ высотой от 2—3 до 8—14 м сложены
четвертичными отложениями различного состава и генезиса: валунны-
ми моренными суглинками, аллювиальными и флювиогляциальными
песками. Ширина зоны переработки в первые три года (1937—1941)
составила всего 3—11 м. Скорость переработки также была значитель-
но меньше: в первые годы она местами достигала 2,5—4,0 м в год, а в
дальнейшем снизилась до 0,1—0,3 м в год и только па отдельных участ-
ках достигала 1,0—1,5 м в год. В табл. 169 приведены данные о перера-
ботке берегов некоторых водохранилищ Русской платформы за 10 лет.
Из таблиц 168 и 169 видно, что интенсивность переработки и протя-
женность неустойчивых, абразионных берегов южных водохранилищ в
2—3 раза больше, чем северных. В особенности это относится к водо-
хранилищам, берега которых сложены лессовыми породами. Здесь в
первый год после заполнения бровка берега отступает на 20—50 м, а
за десятилетний период до 200 м, протяженность абразионных берегов
достигает 85%.
В связи с многофакторным характером процесса переработки бе-
регов количественный прогноз этого процесса представляет значитель-
ные трудности, и в настоящее время еще не разработаны методы, кото-
495-
Таблица 169
Характеристика интенсивности переработки берегов водохранилищ
на реках Русской платформы
<по Д. П. Финарову, 1974, Е. Г. Качугииу, 1961, И. А. Печеркину, 1970,
В. В. Дмитриеву, 1975)
Водохранилище	Средняя вели» чкаа линейной переработки берегов, м	Максимальная величина линей- ной переработ- ки берегов, м	Скорость пе- реработки в последний год, м в год
Рыбинское 			29	86	0,9
Иваньковское (озерная часть)* . .	19	23	
Камское 		37	78	
Горьковское 		27	90	0,9
Волгоградское		60	214	2,8
Цимлянское		70	200	
Кременчугское		—	174	3,2
Каховское		65	140	3,0
* Данные за 19 лет.
рые могли бы обеспечить достаточно точное и надежное решение этой
задачи. В современной практике для прогноза переработки берегов
вновь создаваемых водохранилищ применяются три группы методов:
1) основанные на непосредственном учете энергии волнения (Е. Г. Качу-
гин, Н. Е. Кондратьев, Е. К. Гречищев и др.); 2) связанные с учетом
параметров прибрежной отмели (Б. А. Пышкин, Г. С. Золотарев,
Д. Н. Раш и др.); 3) основанные иа использовании естественных ана-
логов (Ф. П. Саваренский, В. А. Ширямов, Б. В. Поляков и др.).
Оценка точности пяти наиболее распространенных расчетных мето-
дов (Е. Г. Качугин, Н. Е. Кондратьев, Г. С. Золотарев, Б. А. Пыш-
кин и Л. Б. Розовский), выполненная на кафедре инженерной геологии
МГРИ, показала, что все они дают значительные и примерно одинако-
вые-ио величине ошибки. Некоторые результаты оценки при сопоставле-
нии 85—328 значений прогнозной и фактической переработки приведе-
ны в табл. 170.
Таблица 170
Средняя величина абсолютной ошибки прогноза, составленного
на раздошые сроки (в метрах)
Годы	Метод прогноза				
	Е. Г. Качугина	Н. Е. Кон- дратьева	Г. С. Золота- рева	Б. А. Мышки- на	Л. Б. Розов- ского
2—3	11,8					__
5	23,0	9,3	—	15,3	
7	<		—		
10	31,7	20,1	24,6		30,3
12	—			23,8	—
20		36,7		25,6	—
25			—		
Из таблицы видно, что при расчетах переработки берегов за 10-лет-
ний период средняя абсолютная ошибка колебалась в пределах 20,1—
496
31,7 м, относительная— 21,8—91,9%. Большая .величина ошибок объ-
ясняется недостаточной адекватностью используемых детерминирован-
ных моделей, недоучетом всех влияющих факторов, недостаточной эф-
фективностью используемых количественных характеристик отдельных
факторов, ошибками в их измерении, изменчивостью влияния различ-
ных факторов во времени и другими причинами. Недостаточная точность
прогнозов привела в ряде случаев к серьезным ошибкам при проектиро-
вании защитных мероприятий. Так, по данным А. Б. Авакяна и
В. А. Шарапова (1968), при проектировании Горьковского водохрани-
лища предполагалось, что в зону переработки попадут 14 населенных
пунктов. Фактически же переработкой были затронуты 65 населенных
пунктов. Переработка берегов Каховского и Цимлянского водохрани-
лищ в районах некоторых населенных пунктов за первый неполный год
эксплуатации превысила размеры переработки, установленные прогно-
зом на десятилетний период, в других же населенных пунктах оказалась
значительно меньше, чем прогнозируемая. В связи с этим в настоящее
время в различных организациях изучаются возможности увеличения
точности прогнозных методов путем введения поправок, изменений, до-
полнений в существующие модели. Результаты исследований показыва-
ют, например, что путем введения коэффициента, учитывающего детер-
минированную составляющую ошибок прогноза, точность некоторых ме-
тодов можно повысить в 2—4 раза. Делаются попытки использования
для прогнозов стохастических моделей, построенных по результатам
наблюдений за развитием процесса переработки. Прогноз осуществляет-
ся путем экстраполяции выявленных зависимостей на тот или иной от-
резок времени в будущем. Такие модели дают значительно более на-
дежные результаты, но могут использоваться только на действующих
водохранилищах. Различные варианты таких моделей предложены
Ф. С. Зубенко (1972), Н. В. Коломенским и И. Н. Ивановой (1974) и
другими авторами.
Мелиоративное строительство
В довоенные годы мелиоративные мероприятия осуществлялись в
сравнительно небольших масштабах и были значительно расширены
после февральского пленума ЦК ВКП(б) 1947 г., принявшего решение
о развитии орошения в районе Среднерусской возвышенности, Повол-
жья, Северного Кавказа, Крыма, Украины, Западпой Сибири и Казах-
ской ССР. В 50-х годах на Нижней Волге, Дону, Днепре было заверше-
но строительство ряда крупных гидроузлов с большими водохранили-
щами (Куйбышевским, Волгоградским, Цимлянским, Каховским),
позволивших приступить к орошению засушливых земель юга и юго-вос-
тока европейской части Союза. Большое значение в развитии орошае-
мого земледелия сыграли директивы XXIV съезда КПСС и решение
июльского пленума ЦК КПСС 1970 г., согласно которым в 1971—
1975 гг. введено в эксплуатацию 3 млн. га орошаемых земель и осуше-
но 4,4 млн. га переувлажненных сельскохозяйственных угодий. В бас-
сейнах Волги, Дона, Днепра и на Северпом Кавказе созданы новые
крупные оросительные и осушительные системы. Сооружены Саратов-
ский и Большой Ставропольский (вторая очередь) каналы. Введены в
действие первые 20 тыс. га на крупнейшей в Европе Каховской оро-
сительной системе. Вступили в строй Николаевское водохранилище на
Дону и Краснодарское на Кубапи.
В соответствии с директивами XXV съезда КПСС, в 10-й пятилетке
работы по орошению и осушению земель будут продолжены в возрас-
497
тающих масштабах. Намечено ввести в эксплуатацию 2,5 млн. га оро-
шаемых и осушить 4,7 мли. га заболоченных земель, обводнить 5,2 млн. га
пастбищ. Предусмотрено строительство Дунай-Днестровской и продол-
жение работ по строительству Каховской оросительных систем, а также
продолжение строительства оросительно-обводнительных систем в По-
волжье. Намечается завершение строительства первых очередей канала
Днепр—Донбасс и водовода к Харькову, строительство второй очереди
Северо-Крымского канала, создание Константиновского гидроузла на
Дону. Большое внимание будет уделено коренному преобразованию
сельскохозяйственного производства на огромных площадях нечерно-
земной полосы, значительно расширятся мероприятия по защите сель-
скохозяйственных угодий от эрозии, строительство противопаводковых
сооружений.
Наиболее характерными чертами мелиоративного строительства на
современном этапе являются: исключительно быстрое нарастание тем-
пов мелиоративного строительства; перемещение центра тяжести ирри-
гационного строительства из традиционных районов орошаемого зем-
леделия в зерновую зону страны; широкое развитие осушительных осу-
шитслыю-увлажнительиых и культурно-технических работ в зоне
избыточного увлажнения; создание технически совершенных гидромелио-
ративных систем с применением способов механизации и автоматиза-
ции водораенределения или отвода избыточных вод; организация работ
по повышению водообеспеченности обширных территорий па юге евро-
пейской части СССР на основе перераспределения или регулирования
стока рек и внедрение современных методов эксплуатации гидромелио-
ративных систем на промышленной основе.
Характер и состав мелиоративных мероприятий зависит в значи-
тельной степени от ландшафтно-климатической обстановки. В северных
районах, характеризующихся избыточным увлажнением, основную труд-
ность для сельскохозяйственного освоения территорий создаст избы-
точное увлажнение почв и заболачивание. Здесь мелиоративные меро-
приятия направлены на осушение территорий и создание оптимального*
водно-воздушного режима почв. В районах распространения песчаных
и торфяных почв в засушливые периоды (особенно в сухие годы) воз-
никает необходимость и в дополнительном увлажнении почв за счет
орошения. Осушение болот, главным образом плодородного низинного-
типа, позволило значительно увеличить площади пашни и других сель-
скохозяйственных угодий.
В южных районах с дефицитом осадков основное значение приобре-
тает орошение, причем не только кормовых и овощных, но и зерновых
культур. Кроме засух, затрудняющих здесь организацию устойчивого-
интенсивного сельскохозяйственного производства, на этой части тер-
ритории широко развиты также водная и ветровая эрозия. Водная эро-
зия особенно распространена в районах с повышенным расчлененным
рельефом (см. гл. 6). В бесснежные зимы и сухие весны в степной зоне
нередко возникают пыльные бури, как это произошло в 1968 г. и осо-
бенно в 1969 и 1970 гг. Дефляция почв в степной и сухостепной зонах
распространена на площади около 90 млн. га; примерно на половине
площади она сочетается с водной эрозией. Ветровая эрозия часто при-
водит к полной гибели почв, к резкому снижению плодородия. Поэтому
борьба с эрозией в Советском Союзе поставлена в ряд важных государ-
ственных задач.
Осуществление мелиоративных мероприятий отличается двумя важ-
ными особенностями: громадной площадью орошения или осушения
земель, обычно измеряющейся десятками и даже сотнями тысяч гекта-
498
ров, н коренным изменением режима влажности зоны аэрации и гидро-
геологических условий всей толщи пород до первого регионального
водоупора. Это приводит к развитию широкого комплекса геологичес-
ких процессов, многие из которых сказываются весьма неблагоприятно
и на осваиваемой территории и на комплексе строящихся сооружений
(табл. 171). В качестве примера можно привести систему Большого
Ставропольского канала, охватывающего площадь в 31 300 км2, внутри
которой размещено 200 тыс. га площади орошения. Система строится с
1957 г., частично эксплуатируется с 1967 г. Только на территории пер-
вой очереди этой системы (156 км магистрального канала и 35 тыс. га
орошения) в период с 1957 по 1972 г. происходили деформации соору-
жений, дна и бортов каналов, дрен и коллекторов, дневной поверхности
с расположенными на них постройками, связанные с интенсификацией
карстово-суффозионных, оползневых и просадочных процессов, явления-
ми ползучести, набухания, усадки и выветривания, а также размывом
насыпных грунтов и пород естественного сложения поверхностными во-
дами и фильтрационными потоками.
На Украине, несмотря на малый срок эксплуатации мелиорируемых
земель, наблюдается значительная активизация оползневых процессов,
интенсивные деформации лессов, а в зоне Северо-Крымского канала —
значительные по масштабам проявления «глиняного карста», вызван-
ного размывом загипсованных пород.
В табл. 171 приведены только некоторые наиболее распространен-
ные виды геологических процессов, но и этот далеко не полный перечень
показывает большое их многообразие. При активном развитии геологи-
ческих процессов они могут существенно нарушать или затруднять экс-
плуатацию ирригационных систем, а в некоторых случаях создавать
аварийные ситуации.
Прогноз геологических процессов при осуществлении мелиоратив-
ных мероприятий представляет собой весьма сложную задачу, не на-
шедшую пока вполне удовлетворительного решения. В настоящее время
исследованием этой сложной проблемы занят широкий круг инженеров-
геологов, занимающихся проблемами мелиорации.
ГЛАВА 25
ПРОМЫШЛЕННОЕ И ГРАЖДАНСКОЕ
СТРОИТЕЛЬСТВО
На территории Русской платформы ведется большое промышлен-
ное и гражданское строительство. В последние годы здесь создан ряд
новых промышленно-территориальных комплексов н значительное чис-
ло населенных пунктов. Многие города подверглись коренной пере-
стройке. Общей тенденцией в гражданском строительстве последних
лет явилось увеличение этажности зданий, широкое использование ти-
повых проектов, внедрение индустриальных методов строительства; все
более широкое применение различных типов свайных фундаментов, а
также методов улучшения свойств и искусственного закрепления грун-
тов, обеспечивающих успешное и экономичное строительство зданий и
сооружений в неблагоприятной инженерно-геологической обстановке.
Ниже кратко рассмотрен опыт строительства зданий и сооружений на
некоторых наиболее широко распространенных генетических типах от-
ложений, которые были описаны в первых главах.
499
Таблица 171
Основные виды геологических процессов, причин и условий, их порождающих,
при мелиоративном строительстве
Область проявления	1 еоло’-яческие процессы	Причины и условия проявления
Внутрисистемные водохранилища	переработка берегов, оплы- вание, оползание, обруше- ние откосов, плагин и дамб	волновая абразия, периодическое ув- лажнение и высыхание, выветривание пород, слагающих борта водохранилищ и уложенных в земляные сооружения
	заиление чаш водохранилищ	поступление материала от переработ- ки берегов, оплывания, оползания и обрушения откосов, осаждение твердо- го стока
	провалы, образование под- земных полостей, прососов, воронок и ниш в бортах, примыканиях и в теле зем- ляных сооружений	химическая и механическая суффозия в засоленных породах примыканий и земляных сооружений; высокие гради- енты фильтрационного потока
	подтопление и заболачивание берегов водохранилищ	Подпор и формирование грунтовых вод в результате фильтрации воды через примыкания и земляные сооружения; неэффективность защитных дренажных сооружений
Магистральные рас- пределительные, межховяйствен- ные и сбросовые каналы	провалы и воронки	механическая суффозия в связи с на- личием под маломощной толщей рых- лых отложений трещиноватых и закар* стованных коренных пород
	объемные деформации пород, вызывающие развитие тре- щиноватости и снижение прочности пород; нарушение облицовок	распространение пород, склонных к набуханию в усадке; переменный ре- жим влажности, связанный со сработ- кой уровня водохранилищ и метеоро- логическими причинами
	пучение и термопросадки пород; нарушение облицовок	высокая влажность н склонность к пу- чению пород, используемых в качестве оснований, среды и материала выемок и иасыпей
	просадки, образование вдоль бортовых трещин, террасо- вых уступов и пр.	замачивание просадочных лессовых по- род (просадочные и послепросадочные деформации)
	развевание отвалов, ограж- дающих дамб	обнажение и вскрытие выемками тон- козернистых песков н других слабо- связанных грунтов в засушливые сезо- ны года или в условиях засушливого климата
500
Продолжение табл. 171
Область проявления	Геологические процессы	Причины  условия проявления
	размыв дна и откосов кана- лов	превышение допустимой скорости тече- ния воды в каналах
	образование промоин в отко- сах каналов	неупорядоченность поверхностного сто- ка
	оплывание и оползание от- косов каналов	неправильный выбор расчетных пока- зателей прочности; изменение свойств пород в процессе эксплуатации кана- лов
	осыпание пород в откосах каналов	обнажение глинистых н других пород, легко подвергающихся выветриванию
Орошаемые площа- ди, внутрихозяй- ственная сеть	плоскостной размыв и струй- чатый размыв	чрезмерные продольные уклоны, вы- зывающие ирригационную эрозию по оросительным и поливным полосам, не- допустимая интенсивность дождевания
	образованно промоин и ов- рагов	недоучет влияния сооружений (дорог, дамб), вызывающих скопление поверх- ностных вод; недостаточность илн от- сутствие мероприятий по регулирова- нию стока
	образование воронок, прова- лов, прососов, подземных полостей, поглощающих по- верхностный сток	механическая суффозия рыхлых пород в песках, галечниках, трещиноватых и закарстованных коренных породах; гли- няный карст
	образование понижений, блюдец	просадочные и непросадочные дефор- мации лессовых пород
	засоление почв и пород	подъем грунтовых вод в условиях по- вышенного испарения; засоленность грунтовых вод, дренаж, отсутствие или недостаточная эффективность дре- нажных устройств
	подтопление и заболачивание территории	подъем уровня грунтовых вод, отсут- ствие или недостаточная эффективность дренажных устройств
501
Моренные отложения. Моренные валунные суглинки, реже супеси
покрывают всю северную половину Русской платформы и являются
основанием многочисленных сооружений в Москве, Ленинграде и других
крупных городах. К их числу относится и ряд таких крупных сооруже-
ний, как Московский университет, Останкинская телевизионная башня
и др.
Здание Московского государственного университета расположено
в юго-западной части города па Ленинских горах. Участок строительст-
ва характеризуется спокойным рельефом с небольшим уклоном на севе-
ро-восток в сторону Москвы-рски. В основании сооружения под толщей
покровных отложений была вскрыта основная морена мощностью 11—
14 м, представленная плотными валунными суглинками с весьма бла-
гоприятными свойствами: предел раскатывания 10—13, предел текуче-
сти 24—27, число пластичности 11—17, объемная масса 2,11—2,15 г/см3,
естественная влажность 12—14%, коэффициент пористости 0,38—0,41.
Модуль общей деформации, определенный штамповыми испытаниями,
составил 800-105 Па. Ниже были вскрыты подморенные флювиогляци-
альные пески мощностью 5—6 м с модулем деформации 2000-10s Па и
аптские пески мощностью 16—20 м с таким же значением модуля общей
деформации. Общая мощность сжимаемой толщи 30 м. В качестве ос-
нования здания была принята толща морены. Проектная нагрузка от
центральной части здания 5-105 Па, от остальных частей здания —
4-105 Па.
Следует отметить, что при проектировании высотных зданий Москвы,
выстроенных в 50-х годах, первоначально предполагалось полностью
исключить их осадку путем заложения фундаментов на такую
глубину, при которой среднее расчетное давление над фундаментом бу-
дет равно бытовой нагрузке. Однако пришли к заключению, что при
больших в плане фундаментах и длительном строительном периоде (не-
сколько лет) исключить полностью осадку фундаментов невозможно,
поскольку после снятия бытовой нагрузки неизбежно произойдет разуп-
лотнение пород, сопровождающееся выпором дна котлована с последую-
щим его уплотненном, которое приведет к осадке сооружения. Это и
подтвердилось при заложении котлована под здание университета, где
нри глубине 13 м выпор дна котлована составил 4 см. В дальнейшем
для всех высотных зданий Москвы, выстроенных в этот период, была
принята единая величина предельной конечной осадки — 15 см. Для вы-
равнивания осадок фундамент здания МГУ был выполнен в виде короб-
чатой плиты. Натурные наблюдения за деформациями показали, что за
первые 6 лет осадка составила в среднем 5,3 см, максимум 7,2 см, а
разность осадок между центром плиты и се краями (стрела прогиба)
не превышала 2,5 см. Следует отмстить хорошую сходимость натурных
наблюдений с результатами расчета, выполненного по методу линейно-
деформируемого полупространства. Так, согласно расчету средняя осад-
ка центральной части здания должна была составить 7 см, т. е. отлича-
лась от фактической меньше, чем па 2 см.
Останкинская телевизионная башня высотой 533,3 м выстроена в
северной части Москвы. Здесь до глубины 7,35—11,6 м залегают ледни-
ковые отложения, представленные двумя толщами валунных суглинков
основной морены среднсплсйстоценового оледенения, разделенных сло-
ем мелкозернистых и среднсзсрнистых флювиогляциальных песков.
Мощность верхнего слоя валунных суглинков 4—5 м, нижнего 1—2,8 м,
мощность слоя песков 1,3—5 м. Ниже залегают подморенные мелко- и
среднезернистые пески с прослоями суглинков общей мощностью 6—
8 м. Лежащие ниже юрские отложения представлены в верхней части
502
(разреза пылеватыми и мелкими песками и супесями, в нижней — чер-
ными слюдистыми глинами.
Па глубине 40 м были вскрыты прочные скальные породы — извест-
няки. По своим физическим и механическим свойствам юрские отложе-
ния заметно уступают морене. Так, по данным испытаний штампами в
«шахтах и скважинах (5000 и 600 см2), выполненных Фундаментпроек-
том, было установлено, что модуль общей деформации моренных су-
глинков 200-105 Па, а юрских песков и супесей 300-105—400-Ю5 Па,
т. е. примерно в два-трн раза ниже. В связи с этим было принято реше-
ние заложить подошву фундамента на небольшую глубину в толщу мо-
ренных суглинков с тем, чтобы оставить под фундаментом возможно
большую толщу слабосжимаемых грунтов и распределить давление на
подстилающие слабые грунты на возможно большую площадь. Основ-
ной фундамент башни был выполнен в форме десятиугольной кольце-
вой плиты из преднапряженного железобетона следующих размеров:
средний диаметр кольца 61 м, ширина 9,5 м, толщина 3- 4,5 м. Глубина
заложения подошвы фундаментов от поверхности земли 4,65 м, что
только незначительно превысило толщину плиты. Среднее давление (без
учета ветровой нагрузки) 2,75-10s Па. Прогнозная осадка телевизионной
башни 8—10 см. Такая осадка нс представляла опасности для соору-
жения, но только нри условии ее равномерности, т. е. отсутствия значи-
тельного крена фундамента. За 9 лет (или за 5 лет с момента оконча-
ния строительства) осадка фундамента составила около 5 см и к концу
этого периода в основном завершилась. Разность осадок не превысила
.1 см. Если учесть, что в дальнейшем произойдет еще некоторое увели-
чение осадки, можно считать, что и в этом случае была обеспечена до-
статочная сходимость расчетных и фактических величин.
При наличии на поверхности земли слабых грунтов (покровных су-
глинков, озерно-ледниковых отложений) валунные суглинки нередко ис-
пользуются как основание свай-стоек. Этот тип фундамента широко
практикуется при застройке жилых массивов в Москве, Рязани, Ярос-
лавле и ряде других городов.
Анализ строительства зданий и сооружений на моренных суглинках
в Москве и ряде других городов, выполненный А. А. Полуботко, пока-
зал, что опасных деформаций, связанных с работой основания, ни в
одном случае отмечено не было.
Озерно-ледниковые, морские, озерные, аллювиальные, покровные и
некоторые другие типы слабоуплотнеииых глинистых отложений. Свой-
ства всех этих типов отложений, сформировавшихся в поздне- или пос-
леледниковое время, обладают известным сходством, но зависят во мно-
гом от той климатической обстановки, в которой они находятся. На се-
вере в условиях избыточного увлажнения и промывного режима поро-
ды всегда водонасыщепы, пе засолены (за исключением остаточного
засоления, связанного с их генезисом) и лишены прочных структурных
связей. В связи с этим они обладают невысокой прочностью, значитель-
ной сжимаемостью. На юге в условиях дефицита атмосферных осадков
я вторичного засоления свойства пород того же гепезиса существенно
иные. Они всегда не полностью водонасыщены, засолены и характери-
зуются развитием жестких кристаллизационных связей. Прочность гли-
нистых пород здесь обычно выше, по они чутко реагируют на дополни-
тельное замачивание, которое проявляется в зависимости от структуры,
содержания и состава глинистой фракции в дополнительной осадке
(просадочности) либо в набухании.
Глинистые грунты рассматриваемых типов широко распространены
в Ленинградской области, в Прибалтике и по побережью северных мо-
503
рей. Особенно большой опыт накоплен по строительству на озерно-лед-
никовых отложениях, представленных ленточными глинами. На этих от-
ложениях возведены здания разной этажности на ленточных, свайных
и других типах фундаментов.
В этом отношении интересен опыт строительства 8-этажных жилых
корпусов с двумя 10-этажиыми башнями на Московском проспекте в>
Ленинграде, за осадкой которых велись наблюдения в течение 15 лет, с
1937 по 1951 г. (Долматов, 1954). На участке строительства были вскры-
ты суглинки и супеси, по-видимому, представляющие собой кору вывет-
ривания ленточных глин мощностью 2—7 м, а ниже по разрезу — лен-
точные глины и суглинки средней мощностью 7 м, подстилающиеся
плотными валунными суглинками основной морены. Ленточные глины
обладали следующими свойствами: влажность 80%; коэффициент по-
ристости 1,2; коэффициент сжимаемости 0,051 «10-8—0,105-10~5 Па-1.
Определение консистенции глин общепринятым способом на нарушенных
образцах показало, что они должны находиться в текучей консистен-
ции, но фактическая консистенция образцов, имеющих ненарушенную
структуру, была ближе к тугопластичной. Перекрывающие н подстилаю-
щие грунты имели значительно более благоприятные свойства. Фунда-
мент западного корпуса с двумя 10-этажными башнями был выполнен*
в виде сплошной железобетонной плиты толщиной 1,2 м, уложенной на
фильтрующий слой мощностью 0,2 м и огражденной по периметру дере-
вянным шпунтом до глубины 9 м. Расчетное давление составило
1,4-105 Па. Фундаменты остальных корпусов были сделаны из бутовой
кладки с продольным армированием. Наблюдения показали, что наи-
большую усадку (358 мм) дал западный корпус при неравномерности
осадки около 10%. Осадка остальных корпусов колебалась в пределах
233—301 мм при неравномерности 50—55% (на отдельных участках до
3—4 мм/м). Основная осадка произошла в строительный период, когда
цементный раствор способен к деформациям ползучести. В связи с этим
деформации оказались незначительными — наблюдались трещины на
участках осадочных швов (возможно в связи с плохим выполнением
строительных работ).
Многолетние инструментальные наблюдения проводились также за
четырьмя кирпичными и шестью крупнопанельными домами в районах
Малой и Большой Охты (Иовчук, 1965), где развиты озерно-ледниковые
отложения мощностью до 20 м. Здания были в известной степени при-
способлены к неравномерным осадкам с помощью трех несущих про-
дольных стен и железобетонных поясов или армированных швов в фун-
даментах и стенах. Для определения величины средней фактической
осадки были занивелированы обрезы еще 30 жилых домов. Наблюде-
ния показали, что конечная осадка большинства зданий составила 20—
40 см, а у некоторых, расположенных в особо неблагоприятных инже-
нерно-геологических условиях, осадка достигла 50—55 см. У более лег-
ких крупнопанельных 5-этажных зданий осадка не превысила 20—25 см.
Несмотря на значительные абсолютные осадки, большая часть зданий
продолжала нормально эксплуатироваться и не имела видимых дефор-
маций. Это объяснялось выравниванием осадок под зданиями, имеющи- ’
ми повышенную жесткость. Максимальный относительный прогиб не-
превыснл 0,0002—0,0004.
В последние годы при строительстве на ленточных глинах и других
пеуплотненных глинистых породах сооружений небольшого размера'
(промышленных и гражданских сооружений, дымовых труб и др.) ши-
роко применяются свайные фундаменты из различного типа свай, пол-
ностью прорезающих толщу слабых осадков и передающих давление на
504
подстилающие прочные породы. В качестве примера рассмотрим приме-
нение свайных фундаментов при строительстве поселка в Климовске.
Здесь с поверхности залегают покровные суглинки н глины полу-
твердой н тугопластичной консистенции мощностью 0,8—1,1 м. Ниже —
невыдержанные по мощности суглинки и глины туго- и мягкопластич-
ной консистенции и мелкие пески мощностью 3—6 м. Под ними залега-
ет основная морена, представленная суглинками полутвердой и туго-
пластичной консистенции с прослойками и гнездами мелкозернистого
песка, с галькой, гравием и валунами. Сваи фундамента прорезают по-
кровные и надморенные суглинки и глины и заглубляются нижними
концами в моренные суглинки. Проектом предусматривалось, что сваи
сечением 30X30 см и длиной 6 м должны нести нагрузку 35—40 т, а
по результатам статических и динамических испытаний максимальная
нагрузка на испытываемые сваи составила 70 т при осадке около 8 см.
При этом предельная нагрузка достигнута не была. Применение свай
дало значительный экономический эффект и значительно сократило
сроки строительства. М. Ю. Абелев (1973) приводит пример применения
свайного основания прн строительстве промышленного цеха в Риге, где
мощность неуплотненных пород достигла 30 м. Здесь были применены
составные железобетонные сваи длиной 30 м, состоящие из отдельных
секций длиной 6—8 м.
При строительстве на ленточных глинах и других слабых грунтах
применяются также различные методы, рассчитанные на уменьшение
величины передаваемых давлений, улучшение свойств пород, ускоре-
ние и! консолидации и др. Одним из наиболее простых, но эффектив-
ных методов является устройство песчаных подушек, которые помогают
снизить давление, передаваемое на неуплотненные породы, дренируют
грунтовые воды, уменьшают разность осадки отдельных фундаментов^
препятствуют морозному пучению, т. е. выполняют одновременно ряд
полезных функций. Для устройства песчаных подушек используются
крупно- и среднезернистые пески с невысоким содержанием пылеватых
(до 10—12%) й глинистых (до 3%) частиц. Мощность подушек обычно-
не превышает 1—3 м, но иногда достигает 5—7 м. Многолетней практи-
кой проверено также устройство вертикальных дрен — заполненных
песком вертикальных скважин — прорезающих толщу уплотняемых по-
род. Сверху па вертикальные дрены укладывается песчаная подушка,
позволяющая удалить воду из-под сооружения. Вертикальные дрены
позволяют значительно ускорить консолидацию основания. Иногда, что-
бы форсировать этот процесс, используется пригрузка в виде насыпи раз-
личной высоты, которая в дальнейшем удаляется. Близко по своей идее
устройство песчаных свай, но в этом случае в грунт предварительно за-
бивает^ закрытая труба или железобетонная свая, которая уплотняет
окружающий грунт. Опыт показывает, что при диаметре трубы нли сваи.
40—50 cj\ уплотнение распространяется примерно на 1,5 м. Модуль об-
щей деформации песчаных свай составляет 100-105—150- 10s Па, и они
работают ири уплотнении вместе с вмещающим грунтом. Таким обра-
зом, песчаные сван не только дренируют уплотняемую породу, но и
улучшает свойства пород ественного основания. Интересен также
опыт применения известковых свай. В этом случае в скважину уклады-
вается не песок, а негашеная известь. При взаимодействии с водой про-
исходит гашение извести, сопровождающееся резким повышением тем-
пературы, увеличением толщины сван, уплотнением и обезвоживанием
вмещающей породы, а также физико-химическими процессами, приво-:
дящияи к повышению ее прочности; по-видимому, этот метод является'
веема перспективным.
505г
Кроме больших и неравномерных осадок при строительстве на
•слабоуплотнснных глинистых породах возникают и некоторые другие
трудности, связанные с их весьма неблагоприятными свойствами. Так,
при строительстве на ленточных глинах часто наблюдается выпор дна
котлованов, а в некоторых случаях прорывы воды и разжижение глин
в дне котлована за счет давления воды, содержащейся в песчаных про-
слоях. Происходит также оплывание и оползание откосов котлованов.
В связи с ярко выраженными тиксотропными свойствами большинство
разностей слабоуплотненных глин весьма чувствительно к динамичес-
ким нагрузкам, что ограничивает применение забивных свай, а иногда
и землеройных механизмов. Ленточные глины весьма склонны к мороз-
ным деформациям (пучению), поэтому следует избегать проморажива-
ния глин под фундаментами строящихся зданий и сооружений.
Лессовые породы. Опыт строительства на лессовых породах глубо-
ко и всесторонне проанализирован в монографии Ю. М. Абелева и
М. К). Абелева (1968). Поэтому здесь дай только общий обзор состоя-
ния этой проблемы в настоящее время. Основную трудность при строи-
тельстве на лессах создает, как известно, их просадочность. Поэтому
конструкции зданий и сооружений, защитные мероприятия, различные
методы улучшения свойств лессовых пород направлены главным обра-
зом либо па устранение этого явления, либо на снижение возникающих
при просадках опасных последствий. Е. С. Руденко (1973) предложил
удобную классификацию различных мероприятий, применяемых при
строительстве на просадочных лессовых породах (приведена с некото-
рыми сокращениями и изменениями):
I. Мероприятия, устраняющие причины возникновения просадок
грунтов и деформаций зданий. 1. Активные: а) ликвидация просадоч-
ных свойств всей толщи просадочных грунтов различными способами;
б) то же верхней части толщи; в) прорезка глубокими фундаментами
или сваями всей толщи просадочных грунтов с передачей давления иа
непросадочныс слои грунта; г) то же с неполной прорезкой толщи и пе-
редачей давления на более глубоко залегающие слои грунта. 2. Защит-
но-профилактические: а) вокруг зданий и сооружений, прокладка инже-
нерных коммуникаций в проходных каналах и технических подпольях;
б) применение специальных конструкций и гидроизоляций, обеспечи-
вающих водозащиту просадочных грунтов; в) организация естественных
стоков и удаление аварийных вод из технических подполий и каналов
совмещенных сетей; г) применение специальных предохранительных
устройств, устанавливаемых на сброс аварийных вод для защиты ют за-
топления каналов и технических подполий при подпорах в канализа-
ционных сетях и сигнализации о появлении аварийных вод; д) регла-
ментация расстояния прокладки водонесущих коммуникаций от Зданий,
выполнение выводов и выпусков сетей в лотках с устройствам конт-
рольных колодцев.	
П. Мероприятия, предохраняющие здания от последствий, вызы-
ваемых просадками грунтов. Пассивные: а) разрезка здаийй осадоч-
ными швами па самостоятельные блоки; б) усиление несущих конструк-
ций зданий (фундаменты, степы, перекрытия) железобетонным* пояса-
ми, дополнительным армированием и т. д.; в) применение гибких кон-
структивных схем зданий, приспособленных к осадкам или позволяю-
щих компенсировать их.
Выбор того или иного комплекса мероприятий зависит от нногих
факторов: типа и назначения зданий и сооружений, их чувствительно-
сти к неравномерным осадкам, инженерно-геологических условий уча-
стка строительства и многих других, по во всех случаях главным ос-
506
тается комплекс защитно-профилактических мероприятий. При строи-
тельстве зданий и сооружений малочувствительных (временные, легкие
сооружения) или среднечувствительных (малоэтажные и 3 -5-эта-
жные кирпичные и блочные) зданий и сооружений в большинстве слу-
чаев можно ограничиться применением только этого комплекса меро-
приятий.
Так, при обследовании 189 зданий в Запорожье, находившихся в
эксплуатации от 5 до 40 лет, обнаружено, что 3,97% общего числа зда-
ний имеют деформации от просадок грунтов (Руденко, 1973). Основ-
ными причинами деформаций явились утечки воды из различных водо-
проводных и канализационных сетей, не поддающихся контролю и свое-
временному ремонту. При прокладке инженерных коммуникаций в про-
ходных каналах и технических подпольях утечек воды и связанных с
ним просадок нс наблюдалось.
Приходится, однако, считаться с тем, что, во-первых, во многих го-
родах, расположенных в лессовой зоне юга, уже существует разветвлен-
ная канализационная и водопроводная сеть и наблюдаются большие
утечки воды в грунт (Одесса, Ростов-па-Дону и др.), а во-вторых, с тем,
что прокладка инженерных коммуникаций в проходных каналах и в
настоящее время не является обязательной. Поэтому при строительст-
ве зданий и сооружений, обладающих повышенной чувствительностью
ж неравномерным осадкам (каркасные и крупнопанельные в три-пять
этажей, а также здания повышенной этажности и высотные) или свя-
занных с мокрым технологическим процессом, необходимо в дополнение
к профилактическим мероприятиям применять также меры активной и
пассивной защиты сооружений. Из активных мероприятий по устране-
нию просадочных свойств лессовых пород в современной практике при-
меняются в основном следующие методы (Ю. М. Абелев и М. Ю. Абе-
лев, 1968): 1) механическое уплотнение пород как в пределах деформа-
ций зоны основания, так и в пределах всей просадочной толщи; 2) хи-
мическое закрепление; 3) термическая обработка и 4) уплотнение раз-
личными физико-механическими способами.
Из способов первой группы наиболее широкое применение нашел
способ поверхностного уплотнения. Он позволяет устранить или замет-
но снизить просадочные свойства лессовых пород в слое мощностью
1,5—3,5 м и одновременно повысить их несущую способность. Способ
применяется главным образом при небольшой мощности просадочных
пород (до 5 м). Положительный эффект даст также способ глубинного
уплотнения лессовых пород с помощью грунтовых свай. Для этого в
контуре будущего основания сооружения бурятся с помощью станков
ударно-канатного или роторного бурения скважины, в дальнейшем за-
полняемые местным грунтом с послойным уплотнением. Скважины раз-
мещаются с таким расчетом, чтобы обеспечить среднюю плотность по-
роды около 1,65 г/см3, при которой просадочные свойства лессовых по-
род практически ие проявляются. В последние годы прн строительстве
зданий и сооружений начали применять метод замачивания лессовых
пород перед строительством или в процессе строительства. Цель зама-
чивания — равномерно уплотнить породы и тем самым исключить воз-
можность просадочных явлений в процессе эксплуатации сооружений.
При предварительном замачивании оно обычно сопровождается други-
ми мероприятиями по уплотнению, главным образом трамбованием.
В процессе строительства уплотнение происходит под воздействием
массы строящихся сооружений. Длительность замачивания 1,5 -2 мес.
Используется также устройство грунтовых подушек из местного по-
слойного укатанного грунта. Подушки позволяют уменьшить мощность
507
просадочного слоя, создают водонепроницаемый экран и повышают не-
сущую способность основания.
Из методов химического закрепления в современной практике при-
меняется только метод силикатизации. Прочность закрепленного грун-
та достигает 15-105—30- 10s Па. Метод был успешно применен при за-
креплении основания Одесского театра оперы и балета, дымовых труб
в Запорожье, фундаментов некоторых промышленных сооружений, круп-
нопанельных домов в Никополе.
В последние годы разрабатывается также метод закрепления лес-
совых пород водным раствором карбамидной смолы. Метод термическо-
го закрепления — обжиг — позволяет полностью устранить просадочные
свойства грунта в некоторой зоне, окружающей скважину. Как отмеча-
ют IO. М. Абелев и М. 10. Абелев (1968), прочность обожженного лес-
сового грунта при температуре 800° достигает 100-105 Па. Необходимо^
однако, учитывать, что этот метод дает надлежащий эффект только в
том случае, если обработке подверглась вся толща просадочного грун-
та. При закреплении обжигом только верхней части разреза просадка
может сохранить значительные размеры. Так, при строительстве печи в
Никополе на лессовых породах, обожженных до 8—10 м при общей!
мощности просадочной толщи около 30 м, просадка достигла 35—36 см.
При строительстве зданий и сооружений, особо чувствительных к
неравномерным осадкам, с мокрым технологическим процессом или пе-
редающих па основание большие нагрузки (высотные здания, домен-
ные печи и др.), широко применяются свайные основания, полностью
прорезающие просадочную толщу. В современной практике применя-
ются главным образом призматические железобетонные сваи, по в по-
следние годы все более широкое применение находят также сваи с уши-
ренной пятой. Уширение пяты достигается различными способами: раз-
буриванием специальными уширителями, раздавливанием домкратами
или с помощью взрывов (камуфлетпые сваи). Буронабивные сваи с ме-
ханическим уширением пяты были применены при строительстве завода
«Центролит» в Одессе. Диаметр пяты свай 1,2—1,6 м, диаметр ствола
сваи 0,4—0,5 м. Сваи прорезали всю толщу лессовых пород мощностью
6—7 м и своими пятами были заглублены в подстилающие плотные по-
роды не менее чем на 0,5 м. Испытания показали, что на каждую сваю
может быть передана нагрузка 100—150 т при осадке 11—24 мм. В по-
следнее время в практике строительства на лессовых породах начали
применяться также короткие пирамидальные сваи длиной 4—6 м. Та-
кие сваи, с одной стороны, уплотняют грунт вокруг, тем самым устра-
няя его просадочиость, а с другой — благодаря своей развитой поверх-
ности уменьшают удельные Давления, передаваемые на грунты основа-
ния. Пирамидальные сваи были успешно применены при строительстве
домов в Одессе, цехов хлопчатобумажного комбината в Тирасполе и др.
Опыт показал, что применение пирамидальных свай в ряде случаев по-
зволило заметно снизить просадки при замачивании грунтов н избежать
аварийных ситуаций.
ГЛАВА 26
СТРОИТЕЛЬСТВО И ЭКСПЛУАТАЦИЯ ГОРНЫХ
ПРЕДПРИЯТИИ
Районы горнодобывающей промышленности характеризуются зна-
чительными изменениями природной обстановки. Извлечение из недр
508
•больших объемов полезных ископаемых и рудовмещающих пород, а
также подземных вод вызывает нарушение естественных условий зале-
гания пород, способствует развитию в земной коре сложных физико-
химических и инженерно-геологических процессов. Поверхность земли
в этих районах в связи с ее деформациями, а также размещением от-
валов карьеров, шахт и горнообогатительных комбинатов в значитель-
ной мере меняет свой облик. В поверхности зеркала грунтовых вод под
воздействием длительного водоотлива развиваются обширные депрес-
сионпые воронки, а поверхностные водоемы и водотоки загрязняются
шахтными водами и стоками промышленных предприятий. Все эти воп-
росы имеют большое практическое значение и требуют изучения и прог-
нозирования. На инженерно-геологические условия разработки место-
рождений полезных ископаемых влияют многочисленные факторы: при-
родные (физико-географические, геологические и гидрогеологические) и
горно-техннческие (табл. 172). На Русской платформе в связи с ее гро-
мадными размерами, изменчивостью климатических условий и геологи-
ческого строения, инженерно-геологические условия разработки место-
рождений полезных ископаемых отличаются многообразием.
Криворожский железорудный бассейн расположен в центральной
части Украинского кристаллического массива и простирается почти на
100 км в виде узкой полосы шириной 2—7 км в северо-восточном на-
правлении. На территории бассейна протекают реки Ингулец и Сакса-
гань, склоны долин которых изрезаны густой овражно-балочной сетью.
В структурно-геологическом отношении Криворожский бассейн пред-
ставляет собой узкую сложпоскладчатую зону субмеридионального про-
стирания, сложенную метаморфическими породами криворожской се-
рии протерозоя. С поверхности этот комплекс пород перекрыт плащом
кайнозойских отложений мощностью 10—30 м.
Подземные воды содержатся как в породах кайнозоя, так и в по-
родах криворожской серии. В кайнозойских отложениях выделяются
несколько водоносных горизонтов с пресной или слегка солоноватой во-
дой. Водообильность этих горизонтов невысокая. Толща метаморфиче-
ских пород криворожской серии образует сложный водоносный комп-
лекс. В карбонатных породах развиты трещинио-карстовые воды, в ос-
тальных породах — трещинно-пластовые. Водообильность неравномер-
ная. Сланцы характеризуются низкой водопроницаемостью и водообиль-
ностыо, а у пород железистых горизонтов водообильность выше: коэф-
фициент фильтрации до 1—3 м/сут, у трещиноватых и кавернозных раз-
ностей руд он достигает 10 м/сут. Наиболее же водообильными явля-
ются закарстованные доломиты и мраморы, развитые в центральной
части бассейна. В естественных условиях уровень подземных вод криво-
рожской серии находился на глубине 20—50 м, но в настоящее время
снижен в связи с водоотливом из шахт и карьеров. До глубины
100—150 м минерализация вод пе превышает 2 r/л, состав преимущест-
венно гидрокарбонатный. Ниже минерализация заметно увеличивается,
меняется и состав вод (хлоридпый и др.).
Горно-геологнческие условия рудных полей характеризуются раз-
витием скальных пород средней железорудной свиты криворожской се-
рии, погружающихся в западно-северо-западном направлении н смятых
в складки и разбитых многочисленными тектоническими нарушениями.
Сланцевые горизонты представлены сланцами кварцево-серицитовымн,
хлорито-биотитовыми, серицито-хлоритовыми и другими, чередующими-
ся с безрудными роговиками. Показатели прочности этих пород, времен-
ное сопротивление сжатию 700-105—1200-10° Па, разрыву 250-105—
350-10° Па. Железистые горизонты сложены силикатно-железистыми ро-
509
Инженерно - геологические условия

Физика - географические
условия
Гидрогеологические
условия
Геологическое
строение
Горно - технические
факторы
5
1
к
«§•
Геолого - структурные
условия
Спасов разработки
|1
о
if.
SB*
$
Системы разработки
5


О


и
г






говиками (хлорито-мартитовые, амфиболо-магнетитовые и др.), череду-
ющимися с кварцевыми прослоями. Преобладающие значения времен-
ного сопротивления сжатию этих пород 1100-105—2200-105 Па, разрыву
300-105—450-105 Па. В зоне выветривания вблизи крупных тектониче-
ских нарушений и на контакте с рудами прочность пород заметно сни-
жена. В бассейне отрабатываются как богатые железистые руды, так
и бедные — железистые кварциты (в карьерах). Богатые руды подраз-
деляются на плотные, рыхлые и сыпучие. В центральной части бассейна
преобладают рыхлые руды. Плотные руды составляют 10—15%, сыпу-
чие — около 10% общих запасов.
Важное инженерно-геологическое значение имеют анизотропия мас-
сивов пород, связанная с наличием в них поверхностей ослабления раз-
личного генезиса: тектонических нарушений, трещиноватости, слоисто-
сти, сланцеватости, а также контактов руд и рудовмещающих пород.
Слоистость и сланцеватость обусловлены текстурой пород и способству-
ют расслаиванию и обрушению пород при горных работах. Породы зон
тектонических нарушений обычно состоят из раздробленного и пере-
тертого материала, иногда достигающего мощности 10 м и более. В под-
земных горных выработках они склонны к пучению и выдавливанию.
Трещиноватость является важнейшим фактором, вызывающим ослаб-
ление массива пород. Широко развиты тектонические трещины несколь-
ких порядков. Наблюдается также кливаж, разбивающий породы на
плитки размером 5—10 см. Модуль трещиноватости пород в горных
выработках (с учетом кливажа) достигает 30 трещин на 1 м.
В подземных горных выработках бассейна возникают разнообраз-
ные инженерно-геологические явления, связанные в основном с грави-
тационными силами и представляющие собой сдвижение пород, различ-
Таблица 173
Типы инженерно-геологических явлений при подземной разработке железных руд
Криворожского бассейна
__________________________(по Г, Г. Скворцову, 1Й74)__________________________
Зоны	Характер горпых выработок	Породы	Инженерно-геологические явления в шахтах
Сдвиже- ния		породы висячего бока — верхняя свита	общее сдвижение пород над. выработанным пространством с- деформациями земной поверхно- сти (зона обрушения)
Горных работ	стволы — лежачий бок месторождения горно-капитальные вы- работки (рудные дворы, квершлаги) горно-подготовительные и очистные выработки (этажное и подэтажное обрушение, камерный способ)	кайнозойские породы докембрийские породы рудовмещающие породы Руды плотные рыхлые сыпучие	прорывы плывунов, пучение- забоя, вывалы, оплывание сте- нок вывалы, прорывы воды, выноси рудной массы обрушение, вывалы, прорывы воды, вынос рудного материала, сжатие выработок, пучение в тектонических зонах, стреляние- обрушение, вывалы, выдавли- вание обрушение, выдавливание, вы* нос рудного материала оплывание, прорывы воды с выносом рудного материала
511
яые виды обрушения пород и др. Некоторые явления связаны также с
обводненностью пород: прорывы воды с выносом рудного материала,
оплывание рыхлых водонасыщенных руд и др. (табл. 173).
Сдвижение пород вызывается выемкой руды и рудовмещающих по-
род и развивается над выработанным пространством. Угол сдвижения
с учетом особенностей геологической структуры и состава пород в бас-
сейне принимается ранным 45°. Сдвижение имеет большую интенсив-
ность, проявляясь па земной поверхности (эти территории в бассейне
обычно называют зоной обрушения). При этом происходит как общая
просадка поверхности земли, так и образование террасовидных
уступов и провальных воронок. Воронки иногда достигают больших
размеров—до 25—50 м глубиной и нескольких десятков метров в попе-
речнике.
Обрушение пород происходит как в капитальных, так и подготови-
тельных выработках. Наиболее характерно оно для сильно трещинова-
тых разностей пород, слагающих кровлю выработок. Одним из видов
обрушения являются вывалы, образующиеся в местах пересечения тре-
щин различных систем. Объем вывалов может достигать 5—10 м3.
В бассейне происходят два типа выбросов. Первые — в крепких
рудовмещающих породах в местах концентрации напряжений (в кров-
ле и стенках горных выработок). Эти выбросы характерны для пород
железистых горизонтов. Возникают они при мгновенном переходе потен-
циальной энергии, вызванной горным давлением, в кинетическую, что
по своей природе близко к горным ударам, однако по своей силе выбро-
сы несколько слабее. Подобную природу имеет и стреляние пород, за-
ключающееся в самопроизвольном откалывании отдельных кусков
скальных пород от их массива с характерным треском. Выбросы второго
типа обусловлены наличием рыхлых и малопрочных разновидностей же-
лезных руд, которые под напором подземных вод выдавливаются в по-
лости горных выработок. Имели место случаи катастрофического выбро-
са водонасыщенных рыхлых руд, заполнивших на большом протяжении
горные выработки. Такие явления наблюдаются не только при вскрытии
рудных залежей, но и при пересечении выработками мощных тектони-
ческих зон.
Вынос и оплывание руд связано с присутствием в разрезе рыхлых,
в особенности .сыпучих обводненных руд. Вынос происходит в местах
поступлений в выработки подземных вод. В бассейне отмечены случаи
прорывов подземных вод до 200—250 м3/ч, сопровождавшиеся выносом
глинистого и рудного материала до 2000 м3 и более. При этом в поро-
дах образуются зияющие полости. Кроме того, в стенках камер наблю-
дается оплывание водонасыщенного рудного материала.
Пучение (поддувание) пород в горных выработках в бассейне на-
блюдается редко. Оно приурочено в основном к тем выработкам, кото-
рые пересекают раздробленные и перетертые породы крупных тектони-
ческих зон.
Применяемые в бассейне осушительные мероприятия позволяют
значительно уменьшить интенсивность инженерно-геологических явле-
ний и их вредное влияние на производство подземных горных работ.
Инженерно-геологические условия строительства и эксплуатации
карьеров в Криворожском бассейне довольно благоприятные. Лессо-
-вые и глинистые породы, перекрывающие породы криворожской серии,
в основном безводные и способны сохранять в бортах карьеров крутые
‘откосы. Небольшие оползни происходили лишь на участках, где под
глинистыми породами имелись линзы обводненных сарматских песков.
При обнажении карьером таких линз наблюдались суффозионные явле-
612
ния, ослаблявшие устойчивость вышележащих глинистых пород. Однако
оползни обычно не имели больших размеров и каких-либо защитных
мероприятий (в том числе осушительных) не требовалось. Проводились
лишь меры но регулированию поверхностного стока (нагорные канавы
и др.). Скальные породы железистых горизонтов также большей частью
устойчивы, хотя отмечались отдельные смещения довольно значитель-
ных блоков этих пород по поверхностям ослабления.
В настоящее время глубина ряда карьеров в бассейне достигла
120—180 м. При эксплуатации ведутся работы по уборке осыпей и от-
дельных обвалов, происходящих в откосах. Применяемые углы откосов
бортов карьеров в нерабочем борту: а) в рыхлых и связанных породах
30—45°, б) в трещиноватых скальных породах 45—55° и в) в малотре-
щиноватых скальных породах до 65°; в рабочем борту: а) в рыхлых и
связных породах 40—50°, б) в скальных породах от 60—75°. Величина
суммарных водопритоков в карьере не превышает 300—400 м3/ч.
Изменения природной обстановки под воздействием горнодобываю-
щей деятельности в бассейне весьма значительные. В настоящее время
облик поверхности земли изменен отвалами горных пород высотой до
30—50 м, выемками заброшенных и действующих глубоких (до 120—
180 м) карьеров, зонами обрушения и проседания поверхности шахтных
полей, глубина которых достигает десятков метров. Только на одном
руднике им. Дзержинского площадь зоны обрушения достигает 1,6 км2.
Общая площадь, занимаемая отвалами и зонами обрушения в бассейне,
превышает 8 км2, и продолжается се рост. Зоны обрушения и проваль-
ные воронки нарушают условия поверхностного стока в районе и явля-
ются путями поступления поверхностных вод в горные выработки. Вмес-
те с тем в результате водоотлива из шахт’и карьеров в настоящее вре-
мя в докембрийских породах сформировались обширные депрессионные
воронки, причем в центральной части бассейна уровень вод в этих по-
родах снижен до глубины отработки железных руд 450—750 м.
Донецкий бассейн является угольной базой металлургической, хими-
ческой и других отраслей промышленности юга нашей страны. Кроме
угля в Донбассе разрабатываются подземным способом месторождения
соли и ртути, а также большими карьерами месторождения извест-
няков.
Угли Донбасса имеют различную степень метаморфизма от слабой
до высокой (антрациты). В породах, вмещающих угли, наблюдаются
вторичные изменения, связанные с процессами катагенеза, а в породах,
вмещающих антрациты — также признаки раннего метаморфизма (по-
явление вторичного кварца, уменьшение пористости и увеличение кре-
пости). Прочность углевмещающих пород, как правило, возрастает по
мере перехода от районов слабометаморфизованпых углей к антра-
цитам.
Гидрогеологические условия Донецкого бассейна предопределяются
значительным содержанием практически водонепроницаемых глинис-
тых порол (аргиллитов). Водоносными являются пласты трещиноватых
песчаников и иногда углей. Однако и эти породы сильно обводнены
только в зоне выветривания. На больших глубинах вода концентрирует-
ся в зонах тектонических нарушений. Обводненность шахтных полей в
угленосных толщах довольно низкая. Так, для действующих шахт сред-
ний приток воды составлял 60 м3/ч. Средний коэффициент водообильности
шахт 2,1, с колебаниями по отдельным шахтам от 0,5 до 13,0. Наиболь-
шая обводненность шахт наблюдается в районах с пологим падением
слоев, а также в районах, где отложения карбоиа перекрыты водопро-
ницаемыми породами (например, шахты Красноармейского района).
513
Горно-геологические условия шахтных полей в Донбассе характе-
ризуются развитием скальных трещиноватых пологопадающих пород,-
фациально изменяющихся часто па близких расстояниях. Прочностные
свойства углевмещающих пород связаны с условиями формирования и
зависят от стадий катагенеза и метаморфизма. Так, временное сопро-
тивление сжатию в разных районах может изменяться у аргиллитов от
100-105 до 300-105 Па, у алевролитов от 200-10s до 400-105 Па, у пес-
чаников от 500- 10s до 1200-105 Па.
Породы угленосных толщ Донбасса в той или иной степени разби-
ты трещинами, 'которые подразделяются на литогенетические, тектони-
ческие, экзогенные и искусственные. Наибольшая трещиноватость на-
блюдается в тех районах Донбасса, где интенсивно проявлялась текто-
ническая деятельность; трещиноватость пород в некоторой мере связана
и со степенью литификации пород (рис. 80).
Углевмещающие породы Донбасса имеют еще одну важную в ин-
женерно-геологическом отношении особенность — способность к рас-
слоению. Процесс расслоения — распадания пород па плитчатую от-
290
600-
999
1900 г.
Участок
бривольнянский-
С 3 Глубокий
0 5м
Участок
Участок Мироновский- Участок Краснодонский- Володарского
Глубокий	Глубокий	рудника HL в
0 5 Юм	0 5 Юм 0 5м
1400-
1690-
200
W9
609
S09
1000
-\12Q9
км
1699
Рис. 80. Схема удельной трещиноватости углевмещающих пород в Донбассе в зави-
симости от стадии катагспеза (по Г. Г. Скворцову, 1969).
Зоны, в пределах которых углевмещающие породы подвергались воздействию процес-
сов (применительно к марочному составу углей): Д—Г — начальная стадия катагенеза;
Ж—К—Ж — средняя стадия катагенеза; К—ОС — стадия позднего катагенеза;
Т—ПА—А — раннего метаморфизма (пунктирные линии — границы между зонами)
дельность ио поверхностям ослабления (слоистости, сланцеватости,
трещинам и др.) начинается сразу при вскрытии пород горными выра-
ботками. Расслоившиеся породы легко подвергаются в выработках даль-
нейшим деформациям — обрушению, пучению и др. Наиболее сильно
подвержены расслоению глинистые разности пород — аргиллиты.
Отработка угольных пластов в бассейне ведется лавами с после-
дующим обрушением кровли пластов. Степень подвижности кровли зави-
сит от строения, состава и свойств слагающих ее пород. Различают лож-
ную, непосредственную и основную кровлю. Ложной называют одни
или несколько слоев механически слабых пород незначительной мощно-
сти, залегающих непосредственно над угольным пластом и обрушающих-
ся одновременно с выемкой угля. На шахтах Донбасса ложная кровля
наблюдается более чем у 60% лав-пластов. Ее мощность, как правило,
ис превышает 0,6 м. Иногда ложная кровля имеет сплошное распрост-
514
ранение на значительной площади, а иногда перемежается более проч-
ными породами. Причины обрушения ложной кровли могут быть раз-
личными — состав и свойства пород, трещиноватость, увлажнение во-
дой и др. Непосредственная кровля — толща пород, находящаяся не-
посредственно над угольным пластом и образующаяся после удаления
крепи. Обрушение кровли является завершающей стадией процесса
сдвижения пород, который протекает в две стадии: опускание без зна-
чительных нарушений сплошности и собственно обрушение. Иногда взи-
рая стадия не наступает, так как плавное или ступенчатое (по блокам,
разделенным трещинами) опускание приводит к смыканию кровли и
почвы выработки. На незакрепленных или плохо закрепленных участ-
ках могут наблюдаться площадные обвалы непосредственной кровли, вы-
валы пород и др.
Основная кровля — слои породы, обрушающиеся после удаления
кровли и их подработки на значительной площади. Обрушение основ-
ной кровли сопровождается такими явлениями, как сильное сотрясение
массива пород, разрушение или повреждение целиков и шахтной кре-
пи, возникновение ударной воздушной волны и др. Интенсивность раз-
вития этих явлений зависит от строения, состава и свойств пород, слага-
ющих основную кровлю. Наиболее сильно они проявляются на участ-
ках, где кровля выработок сложена прочными породами (известняка-
ми и песчаниками). Здесь обрушение кровли происходит практически
мгновенно на больших площадях и сопровождается сильными динами-
ческими эффектами. Наоборот, па участках, где кровля выработок сло-
жена менее литифицироваиными породами, сохранившими в той «или
иной степени свои пластические свойства, обрушение вообще не наблю-
дается, а плавное опускание кровли приводит к ее смыканию с почвой
выработанного пространства (Скворцов, Фромм, 1970). С обрушением
непосредственной кровли связано около 25% серьезных аварий и до
70% всех несчастных случаев на угольных шахтах Донбасса. При на-
личии неустойчивой непосредственной кровли резко снижается возмож-
ность применения современных средств механизации угледобычи, воз-
никает необходимость закладки выработанного пространства, увеличение
плотности н мощности шахтной крепи. При небольшой глубине горных
выработок обрушение и сдвижение основной кровли может достигать
поверхности, где образуются воронки обрушения нли мульды сдвиже-
ния. Развитие пологих мульд характерно для участков, где в разрезе
угленосных толщ преобладают глинистые породы.
Большое значение имеют также деформации пород в почве горных
выработок. Они заключаются главным образом в пучении пород. При
крутом залегании слоев иногда происходит сползание горных пород.
При пучении наблюдается поступление пород в полости выработок со
стороны почвы и часто с захватом стенок выработок. В зависимости. от
литологического состава, прочности и некоторых других свойств пород
характер деформаций при пучении может быть различным. Выделяют
три вида деформаций этого типа: 1) пластические деформации; 2) уп-
ругие с хрупким разрушением; 3) набухание пород. Первые два вида
деформаций вызываются горным давлением. Пластические деформации
происходят без разрыва сплошности породы и обычно характерны для
глин. Но, так как в Донбассе типичных глин в угленосных толщах пе
встречается, то пластические деформации возникают лишь при длитель-
ном воздействии нагрузок (явление ползучести) или на больших глуби-
нах. Набухание имеет совершенно иную природу, связанную с физико-
химическими свойствами пород и характерно для гидрофильных пород.
Породы угленосных толщ Донбасса имеют обычно небольшую (1—2%)
515
величину набухания, в связи с чем оно играет подчиненную роль в де-
формациях пучения. Как показали наблюдения Б. В. Смирнова (1971),
обследовавшего 1263 лавы на шахтах Донбасса, они могут быть подраз-
делены по интенсивности пучения на четыре группы: 1) лавы, где пуче-
ние практически ие проявляется — 45,7%; 2) лавы со слабой интенсив-
ностью лучения (менее 10 мм/ч) — 20,6; 3) лавы с умеренной интен-
сивностью пучения (10—50 мм/ч) — 26,2; 4) лавы с весьма интенсив-
ным пучением (более 50 мм/ч) — 7,5%. Пучение пород отрицательно
сказывается на работе шахт Донбасса, вызывая деформации крепи
шахтных стволов н подготовительных выработок, в связи с чем возни-
кает необходимость в периодическом ремонте и восстановлении.
Своеобразным горно-геологическим процессом, наблюдавшимся при
разработке крутопадающих угольных пластов, является сползание по-
род по наклонной поверхности почвы. Мощность смещающегося слоя
обычно не превышает 0,6 м. Скорость смещения велнка и измеряется
минутами. В сползание вовлекаются значительные объемы породы —
сотни кубических метров. Сползание вызывает нарушение крепи, в
отдельных случаях создавая аварийные ситуации.
На протяжении последних десятилетий, когда в сферу промышлен-
ной разработки стали вовлекаться угольные пласты, залегающие на
значительной глубине, на шахтах Донбасса все чаше стали наблюдаться
выбросы угля, газа и вмещающих нород. При выбросе угля происходит
практически мгновенное разрушение массива угля и выработка запол-
няется значительным количеством дезинтегрированной угольной массы.
Выбросы угля и газа сопровождаются сильным сотрясением массива,
возникновением ударной воздушной волны и мощными звуковыми эф-
фектами. Выбросы породы обычно бывают менее мощными н почти ие
сопровождаются выделениями газа. К этой же категории горно-геоло-
гнческих процессов относится стреляние угля и пород.
Изменение природной обстановки под влиянием горно-
добывающих предприятий в Донбассе происходит как в недрах земной
коры, так и- на поверхности. Первая угольная шахта в Донбассе была
заложена более двухсот лет назад (в Лисичанском районе). К настоя-
щему времени в бассейне насчитывается уже более 700 шахт, глубиной
до 1300 м. Шахты имеют разветвленные системы подземных горных вы-
работок — капитальных, подготовительных н очистных на многих гори-
зонтах. Объем подземных полостей исчисляется в настоящее время сот-
нями миллионов кубических метров, а протяженность выработок —
многими тысячами километров. Горные работы нарушают естественное
напряженное состояние массивов пород, что влечет развитие интенсив-
ных инженерно-геологических процессов и явлений, сдвижения и обру-
шения пород, их разуплотнения. При вентиляции шахт на породы воз-
действует воздух, изменяющий их природную влажность и вызывающий
процессы окисления. Окисление пород, богатых сульфидами, вызывает
образование серной кислоты и шахтные воды становятся кислыми (во-
дородный показатель может снижаться до 3—1), способствуя раство-
рению карбонатных пород.
Под действием шахтных вод может происходить гидратация глинис-
тых разностей пород, вызывающая снижение их прочностных свойств,
набухание и размокание. В результате векового водоотлива из шахт
уровни подземных вод в Донбассе снижены, некоторые толщи пород
обезвожены. На изменение свойств углевмещающих пород влияют так-
же подземные пожары, возникающие от самовозгорания углей и дру-
гих причин. Таким образом, в Донбассе образовалась своеобразная ан-
тропогенная кора выветривания, мощность которой местами достигает
516
тысячи метров и более, которая неуклонно продолжает увеличиваться.
На земной поверхности горнодобывающая деятельность также вно-
сит большие изменения в природную обстановку. Извлечение пород из
шахт и отсыпка их в большие отвалы (терриконы) длительное время
изменяла облик рельефа. В настоящее время в Донбассе существует
более 1500 отвалов шахт и горнообогатительных фабрик. Высота от-
валов достигает 50—80 м, а в некоторых случаях даже 100 м, а объем
достигает 2—4 млн. м3. Углы откосов отвалов 30- -36°, а иногда дости-
гают 45°. Крутые откосы отвалов подвержены оползневым деформаци-
ям. Особенностью отвалов является разогревание их внутренних час-
тей (до 1000° и более), вызывающее своеобразные явления — взрывы
отвалов при проникновении дождевых вод в разогретые части отвала.
В настоящее время принимаются меры к изменению систем отвало-
образования и их ограничению. Пустые породы используются, напри-
мер, для засыпки оврагов, старых карьеров. В крупных населенных
пунктах (в Донецке) некоторые отвалы постепенно разбираются и их
породы используются как строительный материал.
Территория Курской магнитной аномалии площадью более
100 тыс. км2 располагается в пределах Среднерусской возвышенности.
В геолого-структурном отношении территория КМА приурочена к
Воронежской аптеклизе и ре склонам. Нижняя часть геологического раз-
реза сложена метаморфическими породами докембрия, представленны-
ми сланцами, железистыми кварцитами и другими скальными порода-
ми. К древней коре выветривания железистых кварцитов приурочены
богатые железные руды, мощность залежей которых колеблется от 10
до 300 м. Верхняя часть разреза сложена осадочной толщей. В строе-
нии толщи участвуют отложения девона (терригенно-карбоиатные), кар-
бона (карбонатные, реже песчано-глинистые), юры, мела (песчано-гли-
нистые и мергельно-меловые образования).
Здесь выделяются до 30 водоносных горизонтов. Основными, влия-
ющими па обводненность железорудных месторождений, являются мер-
гельно-меловой, сеноман-альбский, келловей-батский и более глубо-
кие — карбоновый и докембрийский. Подземные воды верхних горизон-
тов пресные, гидрокарбопатиые кальциевые или сульфатные кальцие-
во-магниевые. В глубоких горизонтах минерализации вод достигает 2—
5 г/л с преобладанием хлоридов и сульфатов.
Из 20 разведанных железорудных месторождений в настоящее вре-
мя подземным способом разрабатывается Коробковское месторождение
(рудник им. Губкина) и открытым способом месторождения Лебедин-
ское, Южно-Лебединское, Стойленское и Михайловское.
Рудник им. Губкина был рассчитан на добычу богатых
железных руд. Однако гидрогеологические и инженерно-геологические
условия оказались весьма сложными, наблюдались прорывы
подземных вод и рыхлых водонасыщенных руд. В связи с этим в 1939 г.
он был законсервирован, а после войны переведен на разработку желе-
зистых кварцитов более глубоких горизонтах. В кровле докембрия ос-
тавляются целики мощностью до 100 м, предохраняющие от прорывов
вод и плывунных руд. Величина водопритока в шахту достигает 300 м3/ч.
Лебединское месторождение относится к Староосколь-
скому железорудному району и расположено близ долины р. Оскольца.
Строительство Лебединского карьера было начато в 1956 г. Богатые
железные руды представляют собой приближенные к поверхности части
крутопадающих слоев докембрийских железистых кварцитов. Мощность
богатых руд 20—60 м. Они перекрыты осадочной толщей мощностью
70—100 м. На докембрии залегает юрская толща мощностью 2—30 м,
517
сложенная преимущественно песчаными глинами, реже глинистыми пес-
ками, с углом внутреннего трения 20—28° и сцеплением 0,3—105 —
0,7-Ю5 Па.
Меловые отложения подразделяются на две толщи — песчаную и
мергельно-меловую мощностью соответственно 4—6 и 28—35 м. Пески
преимущественно средне- или мелкозернистые. В верхней части оже-
лезнены с признаками слабой цементации, о чем свидетельствует до-
вольно высокое значение сцепления (до 0,17- 10s Па). Объемная масса
писчего мела 1,68—2,00 г/см3; пористость 40—55%, естественная влаж-
ность 16—41%. Большинство образцов мела размокает, превращаясь в
глиноподобную массу с числом пластичности 6—12. По данным натур-
ных испытаний (ВНИМИ), величина сцепления мела колеблется от
0,38-105 до 0,74-105 Па. В скважинах, пробуренных в долине Оскольца,
встречен разжиженный мел. При вскрытии мела карьером обна-
ружилось, что поверхность мела очень неровная. Были вскрыты также
большие карстовые полости, выполненные глинистыми образованиями
палеогена. Мергельно-меловая толща на участке карьера перекрывается
четвертичными покровными суглинками мощностью местами до 25 м, у
которых угол внутреннего трения 19—36° и сцепление 0,5-105—0,8* 10s Па.
В связи со сложными гидрогеологическими и инженерно-геологиче-
скими условиями Лебединского месторождения, обусловленными нали-
чием обводненных песчаных пород значительной мощности, разработка
его должна была вестись с предварительным осушением. Особые опа-
сения вызывало поведение в откосах карьера обводненных сеноман-альб-
ских песков, при разработке которых могло возникнуть большое гидро-
динамическое давление. Предполагалось, что четвертичные суглинки
будут разрабатываться гидромониторами, мергельно-меловые поро-
ды — экскаваторами, а сеноман-альбскне пески и юрские отложения —
плавучими земснарядами. Осушительные мероприятия тесно увязыва-
лись с принятой системой разработки месторождения. Предварительно,
до ввода в действие земснарядов, должны были быть полностью осу-
шены все четвертичные и мергельно-меловые породы до кровли сено-
мап-альбских песков. В дальнейшем интенсивность водопонижения
предполагалось увязать с работой земснарядов так, чтобы не создава-
лись большие градиенты, которые могли бы вызвать суффозию в отко-
сах. Для водопонижения был оборудован внешний кольцевой дренаж,
состоявший из скважин с глубинными насосами, располагающимися по
периметру карьера на расстоянии 32 м друг от друга. К окончанию
строительства намечалось переоборудовать эти скважины сквозными
фильтрами с выпуском воды в кольцевые выработки подземного дре-
нажа Однако при строительстве карьера, в особенности на его началь-
ных этапах, были допущены значительные отступления от предусмот-
ренных проектом систем разработки и осушения, что привело к ряду
осложнений. Так, из-за отставания выемки меловых пород экскавато-
рами, земснаряды отсасывали песок из-под уступа мела высотой 20—
23 м, в результате чего мергельно-меловые породы обрушались в кот-
лован большими глыбами. В связи с тем что при работе плавучих зем-
снарядов уровень воды в котловане снижался значительно быстрее, чем
в водопонизительных скважинах, градиенты фильтрации возросли на-
столько, что началась суффозия в сеноманских песках. Для ликвида-
ции этого явления потребовалось усиление работы водопонизительных
скважин внешнего дренажного кольца. При разработке нижнего пес-
чаного уступа образовались зоны высачивания высотой 1—1,5 м. Вода
выходила па поверхность в виде сосредоточенных струй с дебитом в
несколько кубических метров в час, вынося большое количество песка.
518
Сначала это привело к образованию каналов, а через 3—4 суток —
крупных пещер и провальных воронок в откосе. Для борьбы с суффо-
зией отсыпались дренирующие призмы из песка и мергельно-мелового
щебня. Прекращение развития суффозионных процессов было достиг-
нуто после применения легких иглофильтровых установок (ЛИУ-5).
В связи с применением осушительных мероприятий интенсивных ополз-
невых явлений в бортах Лебединского карьера не происходило, если нс
считать небольших оползней в четвертичных суглинках. Величины водо-
притоков в карьер были близки к расчетным.
Михайловское месторождение расположено в Курско-
Орловском железорудном районе. Докембрийские породы, залегают
здесь на глубине 40—70 м и представлены железистыми кварцитами, к
зоне выветривания которых приурочены залежи богатых железных руд.
Они перекрыты толщей осадочных пород девонского, юрского, мелового
и четвертичного возраста.
На участке карьера развиты два водоносных комплекса, разделен-
ных между собой келловейскнми глинами. Наибольшей водообильно-
стью отличаются сеноман-альбские пески, коэффициент фильтрации ко-
торых около 1,6 м/сут. Неокомские и нижневолжские отложения харак-
теризуются большой невыдержанностью литологического состава и низ-
кой водопроницаемостью. Подкелловейский — докембрийский водонос-
ный горизонт приурочен к рыхлым разностям богатых железных руд и
трещиноватой зоне кварцитов (мощность зоны 25 40 м). Коэффициент
фильтрации богатых руд изменяется от 0,006 до 14,8 м/сут (в среднем
2,6 м/сут), а коэффициент фйльтрации кварцитов — от ничтожно ма-
лых величин до 12 м/сут. Строительство карьера первой очереди пред-
полагалось вести без специальных водопонизительных работ, но возник-
новение деформаций откосов потребовало осуществления водопониже-
ния. Пески сеноман-альб-апта осушались эжекторными установками и
дренажными канавами; подкелловейский водоносный комплекс — си-
стемой водопонизительных скважин, открытым водоотливом из карьера
« водоотливом из дренажных шахт. На первом этапе строительства
карьера в нем наблюдались значительные деформации откосов. Четвер-
тичные отложения и сеноман-альбские пески были подвержены оплыва-
нию и размывам в откосах. Промоины достигали глубины 3,5 м и более.
Оплывание пород было связано с их слабой водоотдачей, причем обра-
зовались цирки оплывания с грязевыми потоками, поступившими во
въездную траншею и в карьер. Оползневые процессы были связаны
главным образом с толщей апт-иеокома. Широкое развитие в карьере
«мели многочисленные обвально-осыпные явления. Многие деформации
откосов карьера были связаны с завышением их углов. Так, углы отко-
сов карьера проектом были приняты: генеральный угол 18—20°, в чет-
вертичных суглинках 25°, в апт-неокоме 25—30°. Однако при строитель-
стве допускались углы откосов в четвертичных суглинках до 32°, в апт-
иеокоме до 35°, а угол откоса рабочего борта достигал даже 50°, что
приводило к значительным его деформациям.
Изменения природной обстановки по мере ввода в экс-
плуатацию горнодобывающих предприятий на территории КМЛ по-
степенно нарастают. Нарушены природные условия на руднике им. Губ-
кина, где из недр извлекаются железные руды и ведется постоянный
водоотлив. Создание первых двух больших карьеров — Лебединского
и Михайловского — с размещением внешних отвалов (на Лебединском
карьере — гидроотвалов) не только отразилось на изменении рельефа
местности, но вызвало уничтожение на больших площадях сельскохозяй-
ственных угодий и почвенного слоя. При проектировании новых карь-
519
еров в настоящее время предусматриваются меры по рекультивации
земель. Существующие внешние отвалы карьеров подвергаются ополз-
невым деформациям. В результате осушительных и водопонизительных
мероприятий в районах карьеров резко снизились уровни подземных
вод, вызвав нарушение водоснабжения.
СПИСОК ли ТЕРАТУРЫ
Абатуров А. М. Полесья Русской равнины в связи с проблемой их освоения..
М, «Наука», 1968.
Абелев Ю. М., Абелев М. Ю. Основы проектирования и строительства на
просадочных макропористых грунтах. М., Стройиздат, 1968.
Абелев М. Ю. Слабые водонасыщенные глинистые грунты как основания со*
оружений. М., Стройиздат, 1973.
Абрамов С. П. Основные вопросы методики инженерно-геологического изуче-
ния аллювиальных отложений, для целей гидротехнического строительства. Автореф.
канд. дне. М, 1957
Авакян А. Б., Шарапов Б. А. Водохранилища гидроэлектростанций СССР.
М., «Энергия», 1968.
Акимов А. Т. Закономерности пространственных изменений некоторых физиче-
ских параметров мноюлетнемерзлых пород территории Большеземельской тундры,—
В сб.: Физико-химические процессы в промерзающих и мерзлых горных породах. М.,
Изд-во АН СССР, 1961.
Акимов Л. Г. Сдвижение горных пород при подземной разработке угольных
п сланцевых месторождений. М., «Недра», 1970.
А м а р я и Л. С. Прочность и деформируемость торфяных грунтов. М., «Недра»,
1969
Ананьев В П. Минералогия лессовых отложений юго-востока Русской плат-
формы и Предкавказья в связи с их пнженерно-геологичсской характеристикой. Авто-
рсф докт. дис. М., 1964.
Аносова Л. А. Изменение состава я деформационного поведения глин при
оползневых процессах. М, «Наука», 1966.
Астратова Н. П., Каган А А Инженерно-геологическая характеристика
четвертичных отложений Карелии. — «Труды Леигидропроекта», сб. 2. М.—Л., «Энер-
гия», 1965.
Астратова Н. П., Каган А. А„ Тягунов А. В. Физико-механичсскне
свойства флювиогляциальных и озерных отложений запада Мурманской обл. и Карель-
ской АССР.— «Труды Леигидропроекта», сб. 2. М.—Л., «Энергия», 1965.
Афремов Д. Н. Антропогенные влияния на формирование продольного профиля
р. Днестра. — «Изв. АН СССР. Сер. геогр.», 1969, № 3.
Афремов Д. Н., Платов Н. А. Аллювиальные пески Русской равнины н их
инженерно-геологическая характеристика. — В сб.: Жизнь Земли, вып. II. М, Изд-во
Моск, ун-та, 1976.
Балаев Л. Г., Царев П. В. Лессовые породы Центрального и Восточного
Предкавказья. М., «Наука», 1964.
Баландин Ю. Г. О роли погребенных почв и зон контактов. Республ. сонеш.
по инж. геол. Кишинев, 1969.
Баранов И. Я- Многолетняя мерзлота. — В кн.: Север Европейской части-
СССР. М., «Наука», 1966.
Башлев А. И. Физико-механические свойства глин акчагыльского яруса бассей-
на Нижней Камы. — «Труды геол, нн-та», вып. 17. Казань, 1967.
Башлев А. И. К стратиграфии акчагыльских отложений бассейна палео-Волги
выше устья р. Камы. — В кн.: Стратиграфия неогена востока Европейской части СССР.
М., «Недра», 1971.
Б о б о в Н. Г. Четвертичные отложеппя Печорского угольного бассейна. — В кн:
Геокриологические условия Печорского угольного бассейна. М, «Наука», 1964.
Богуцкий А. Б. Генетические типы четвертичных (антропогенные) отложений-
юго-западной окраины Русской платформы и их инженерно-геологическая характери-
нстика. Автореф. канд. дне. Львов, 1967.
521
Борисов А. А. Климатография Советского Союза. Л., Изд-во Ленингр. ун-та
1970.
Бронштейн Б. Е. Четвертичные (антропогенные) суглинки Донбасса н изме-
нения их свойств в результате деформации земной поверхности над горными выработ-
ками. Автореф. канд. дне. М, 1964
Бронштейн Б. Е. Исследование изменений строительных характеристик грун-
тов оснований на подрабатываемых территориях для расчета и проектирования соору-
жений. М., «Недра», 1968.
Бронштейн Б. Е. Систематизация инженерно-геологических процессов и явле-
ний в Донбассе. Донецк, 1968.
Бронштейн Б Е. Характеристика грунтов у поверхности земли в зоне уступа,
образованного при сдвижении над выработками. — «Уголь Украины», 1973, № 5
Бронштейн Б. Е., Махлнн Ф. В Строительство канала иа оползневых
грунтах. — «Гидротехническое строительство», 1959, №9.
Бронштейн Б. Е., Григорьев Г. М. К вопросу исследования влияния из-
менения фнзико-мсханнческих характеристик грунта на работу подрабатываемых соору-
жений. — «Труды ВНИМИ», сб. 61. М„ 1966.
Бронштейн Б. Е., Шевченко С. Д. Применение нормативных н расчетных
характеристик глинистых грунтов при проектировании надшахтных зданий. М,
ЦНИЭЙуголь, 1972.
Быкова В. С. Карта лессовых пород СССР с пояснительной запиской. М., 1967.
Информ, вып. (реферативный), № 3, сер. 5 «Инж. изыскания для строительства».
Быкова В. С. Распространение, условия залегания лессов и лессовидных пород
СССР и их инженерно-геологическая характеристика. — «Труды ПНИИС», 1972, т. 19.
Вагнер П., Козловский Л. А. Физико-механические свойства дочетвертич-
пых отложений. — В кн.: Опыт оценки устойчивости склонов сложного геологического
строения методом конечных элементов. М., Изд-во Моск, ун-та, 1973.
Век лич М. Ф. Стратиграфия лессовых формаций Украины и соседних стран.
Киев, 1968.
Великий Г. Г. Типы оползней левобережья Среднего Приднепровья. —
«Мат-лы Харьковского отд. геогр. об-ва Украины», вып. 5, 1968.
Величко А. А. Природный процесс в плейстоцене. М., «Наука», 1973.
В е н д р о в С. Л. Эволюция берегов н дна водохранилищ. — В кн.: Инженерно-
географические проблемы проектирования и эксплуатации крупных равнинных водо-
хранилищ. М„ «Наука», 1972.
Верейский Н. Г. Краткая характеристика инженерно-геологических свойств
отложений последнего материкового оледенения Европейской части. — «Труды
ВСЕГИНГЕО. Нов. сер.», вып. 43. «Вопр. регионального инженерно-геологического
изучения территории СССР». М., 1971.
Верейский Н. Г. Основные вопросы регионального инженерно-геологического
изучения ледниковых отложений на территории СССР. — «Труды ВСЕГИНГЕО. Нов.
сер », вып. 43 «Вопросы регионального инженерно-геологического изучения территории
СССР». М, 1971.
Верейский Н. Г. Физико-механические свойства верхнеплейстоценовых морей
Русской равнины как показатель способа их образования. — «Литология и полезные
ископаемые», 1972, № 5.
В и л о А О пластичности и структурной прочности слабых глинистых грунтов. —
В сб.: Слабые глинистые грунты. Таллин, 1965.
Винокуров Е. Ф. Моренные грунты как основания сооружений. Минск, 1968.
Вихарев В. П., Ш л е а и А. Г. Исследование прочности майкопскнх глин. —
В сб.: Вопросы геотехники, 1962, № 5.
Востряков А. В. Неогеновые и четвертичные отложения, рельеф и иеотекто-
ника юго-востока Русской платформы. Саратов, 1967.
Галактионов В Д. Аллювий как основание гидротехнических сооружений —
«Труды Гидропроекта», сб. 3. М„ 1960.
Галактионов В. Д. Об осадках сооружений на Волго-Донском канале им.
В. И. Ленина —«Труды Гидропроекта», сб. 11. *М., 1964.
Гармонов И. В. Зональность грунтовых вод Европейской части СССР. —
«Труды лабор. гидрогеол. проблем им. Ф. П. Савареиского», т. 3. М., 1948.
Гармонов И. В., Журавлев А. В. Гидрохимическая зональность и агрес-
сивность грунтовых вод «Водные ресурсы», 1975, № 5.
Гатальский М. А. Карст силурийских и ордовикских карбонатных пород При-
балтики. М., «Геология н геохимия», 1957, № 1/8.
Генералов П П и др. Основные черты палеогеографии Печорской низмен-
ности и бассейна Нижней Оби в новейшее время. — В сб.: Геокриологические условия
Печорского угольного бассейпа. М., «Наука», 1964.
Геология района сооружений Волге-Дона М—Л, Госэиергонздат, I960
Геология, гидрогеология и железные руды бассейна Курской магнитной анома-
лии — В кн.: Гидрогеология и инженерная геология, т. 2. М., «Недра», 1972.
522
Голодковская Г. А. Геологическая история формирования оползневых скло-
нов Горьковско-Чебоксарского правобережья Волги и их инженерно-геологическая ха-
рактеристика. Автореф. канд. дис. М, 1958.
Голубева Л. В. О плотности карстовых воронок в различных геоморфологи-
ческих условиях. ДАН СССР, 1953, т. 90, № 1.
Г он об л и ев Ю. Н„ Каку нов Н. Б. Влияние природных факторов па вскры-
тие месторождений у (ля Воркутинского района. Проблемы геологии и географии Севе-
ро-Востока Европейской части СССР. — «Изв. Коми филиала ГО СССР», 1973,
выл. 17.
Горбунова К. А Подземная химическая денудация и активность карста вос-
точной части Уфимского вала. — «Учен. зап. Пермского ун-та», 1960, т XX, вып. I.
Горелик 3. А. и др. Пески БССР и их промышленное значение Минск, 1961.
Горецкий Г. И. Аллювий великих антропогеновых прарек Русской равннпы.
Прареки Камского бассейна. М„ «Наука», 1964.
Горецкий Г. И. Формирование долины р. Волги в раннем и среднем антро-
погене Аллювий пра-Волги. М.. «Наука», 1966.
Горецкий Г. И. Аллювиальная летопись великого пра-Дпепра. М., «Наука»,
1970
Гужевая А. Ф Овраги Средне-Русской возвышенности. — «Труды ии-та геогр.
АП СССР», т. 42. «Мат-лы по геоморф, и палеогеогр.» 1948, вып. 1.
Дедков Л. П. Экзогенное рельефообразовапие в Казанско-Ульяновском При-
волжье. Казань, 1970.
Демсдюк Н. С Инженерно-геологические условия Предкарпатья. Автореф.
ьанд. дис. Львов, 1967.
Диденко Б. А., Орлович - Грудков К. Влияние разработки русловых
карьеров ня режим свободной реки — «Речпой транспорт», 1969, № 3.
Дмитриев D. В. Результаты использования корреляционного н регрессионного
анализов для определения факторов, влияющих на величину переработки берегов Вол-
гоградского водохранилища — «Изв. вузов. Геология и разведка», 1975, № 8.
Егоров С. И. Набухаемость хвалынских глин территории г. Волгограда и их
физико-механические свойства. — В 'сб.: Нов. методы стр-ва на набухающих грунтах.
Волгоград, 1963.
Егоров С. И. Характеристика физнко-механнческих свойств хвалынских шоко-
ладных глин заканальной части Волгограда. — В сб.: Вопр. устройства оснований и
фундаментов в Волгоградской обл. Волгоград, 1966.
Емельянова Е. П. Сравнительный метод оценки устойчивости склонов и про-
гноза оползней. М., «Недра», 1971.
Емельянова Е. П. Основные закономерности оползневых процессов. М., «Нед-
ре», 1972
Еськов Б. Г. Инженерно-геологические особенности аллювия верхнего Днепра.
К,(ев, 1970.
Зархидзе В С, КрасноженА. С. Опыт выделения политеистических по-
верхностей выравнивания на севере Тимаио-Уральской области. — В сб.: Проблемы
теологии и гидрографии Северо-Востока Европейской части СССР. «Изв Коми филиа-
ла ГО СССР», вып. 16, 1973
Захаров П. С. Пыльные бури и борьба с ними. Ростов, 1961.
3 о б с и а А. Я. Моренные отложения Латвийской ССР и их краткая инженерно
геологическая характеристика. — В сб.: Проектир. и эксплуатация зданий, вып. 3. Ри-
га, 1973
Золотарев Г. С. Новые данные об оползнях Поволжья.—В кн.: Опыт и мето-
дика изучения гидрогеологических и ипжеиерно-геологических условий крупных водо-
хранилищ М, Изд-во Моск, уи-та, 1959.
3 у б е н к о Ф. С. Методика изучения берегов водохранилищ и процессов их пере-
работки по аэроснимкам. — В кн.: Изучение физико-геол процессов на побережьях и
берегах водохранилищ по аэроснимкам. Л., «Наука», 1967.
Зурнаджи В. А. и др. Основания и фундаменты на лессовых просадочных
грунтах, (изыскапня, проектирование, возведение). 1968.
Иванова Т. Ф. Многолетиемерзлые породы на территории Евроиейского Севе-
ро-Востока Автореф. каид. дис. М., 1965.
Игнатавнчюс В. И. Инженерно-геологическая оценка территории Северной
Литвы и значение гипсового карста для условий строительства. Автореф. канд. дис.
Л„ 1970.
Игнатович Н. К. О закономерностях распределения и формирования подзем-
ных вод. — «ДАН СССР. Нов. сер.», 1944, т. XIV, № 3
Верейский Н. Г. и др Инженерно-геологическое районирование Черномор-
ского побережья. М., «Недра», 1974.
Ииожарская Н. Г., Любимова Г. А. Сопоставление результатов опреде-
ления угла внутреннего трения и естественного откоса в песках. — «Труды ПНИИС»,
т XVII. М„ 1972.
523
И о в ч у к А. Т. Некоторые особенности проектирования гражданских зданий пэ
сильно сжимаемых грунтах. Автореф. капд. лис. Л., 1965.
Иосифова Ю. И. Стратиграфия и палеогеография миоценовых отложений Ок-
ско-Допской низменности. Автореф. канд. дне. М., 1972.
Каган А. А., Солодухин М А Моренные отложения Северо-Запада СССР1
(инженерно-геологическая характеристика). М., «Недра». 1971.
КагнерМ Н. Состав и свойства ленточных глин северо-запада России. — «Изв.
вузов. Геол, и разведка», № 10 М, 1959.
Кагнер М. Н. К вопросу о влиянии минералогического состава, текстуры fl-
структуры глинистых пород па их прочность. — В сб.: Вопр. инж. геол, и грунтовед.
М, Изд-во Моск ун-та, 1963
К а л и м о в Ю. И., Ш и ш кип В. П. Физико-механические свойства горных пород
Воркутинского месторождения. Сыктывкар, 1969.
К а л и м о в Ю. И., Ковалев О. В. Механические свойства углей Печорского
бассейна. Сыктывкар, 1970.
Качугин Е. Г. К вопросу о геологических и зональных особенностях процесса
переработки берегов водохранилищ Европейской части СССР. — «Труды седьмого бай-
кальского научного координационного совещ. по изучению берегов водохранилищ»,
т. 4. Иркутск, 1961.
Ковалевский В. С. Условия формирования и прогноз естественного режима
подземных вод. М., «Недра», 1973
Колодяжная А. А. Агрессивность природных вод и их участие в формирова-
нии карбонатного карста на территории Европейской части СССР, Урала и Кавказа.
Автореф. дне. М., 1972.
Колодяжная А. А. Агрессивность природных вод в карстовых районах Евро-
пейской части СССР. М„ «Наука», 1970.
Коломенский Н В., Иванова И. Н. Статистический подход к обработке
данных наблюдений за переработкой берегов водохранилищ. — «Труды Гидропроекта»,
1974, вып. 36.
Комаров И. С. и др. Опыт применения аэрометодов при инженерно-геологи-
ческих исследованиях в области развития ледниковых отложений. — «Труды
ВСЕГИПГЕО. Нов. сер.». М„ 1964, № 3.
Коноплянцев А. А. н др. Естественный режим подземных вод и его законо-
мерности. М„ Госгеолтехиздат, 1963.
Коробанова И. Г. Формирование инженерно-геологических свойств терриген-
ной формации (на примере мезозоя Русской платформы). М., «Наука», 1970.
Коротина Н. М. Влияние геологических условий на развитие овражной эрозии
в Ульяновском Предволжье. — «Учен. .зап. Ульяновского пед. ив-та».
Косенко П. М, Левенштейн М. Д. О возможности образования промыш-
ленных месторождений .за счет метаморфизации газов угленосных толщ. — «Мат-лы-
по геологии Донецкого бассейна». М., «Недра», 1968.
Котлов Ф. В Инженерно-геологические особенности глинистых пород Москвы-
и Подмосковья в связи с их генезисом и условиями формирования. — В кн.: Исследо-
вание и использование глин. Львов, 1958
Котлов Ф. В. Проявление антропогенного карста на территории некоторых го-
родов и промышленных центров. — В сб.: Новости карстоведеиия и спелеологии, 1963,
К р а е в В Ф. Инженерно-геологическая характеристика порол лессовой формации
Украины. Киев, 1971.
Кулаков II. В. Оползни Нижнего Поволжья. — «Учен. зап. Саратов, ун-та»,
1955, т. 46
Кюнтцель В. В. Закономерности возникновения и природа оползней, связан-
ных с юрскими отложениями бассейна р. Москвы. Автореф. канд. дис. М., 1965.
Лаврушин Ю А. Опыт сравнительной характеристики строения аллювия рав-
нинных рек различных климатических зон. — В сб.: Современный и четвертичный кон-
тинентальный литогенез. М., «Наука», 1966.
Лазаренко А. А Литология аллювия равнинных рек гумидной зоны. — «Тру-
ды Геол ин-та АН СССР», вып. 120. М., 1964.
Ларионов А. К. Методы исследования структуры грунтов. М., «Недра», 1971.
Лебедев В. И. Исследование песчаных грунтов методом динамического зонди-
рования с целью оценки физико-механических свойств и прогнозирования несущей спо-
собности свай (иа примере различных генегнческих типов песков Прибалтики). Авто-
реф. капд. дис. М., 1971.
Литвиненко А. У, Эл ь я и о в М. Д. Поверхность фундамента и мощность
коры выветривания кристаллических пород Украинского щита, —В сб.: Вопр. геол,
н минерал, рудных месторождений, вып. 2. М., «Недра», 1967.
Л о б о д е п к о В I. и д р. Некоторые особенности прочностных свойств морен-
ных грунтов. — В сб.: Изучение и использование глин. «Мат-лы IX Пленума Всес. ко-
мисс. по изучению и использ. глин». Минск, 1971.
524
Ломтадзе В. Д. Физнко-механнческие свойства глинистых пород верхней пест-
роцветной свиты Главного девонского поля Русской платформы. ЛГИ, 1962, т. 44,
вып. 2.
Ломтадзе В. Д. Физико-механические свойства позднеледниковых ленточных
•глин окрестностей Ленинграда. ЛГИ, 1965, т. 48, вып. 2.
Ломтадзе В. Д. и др. Особенности свойств глинистых пород в связи с усло-
виями их формирования (на примере северо-западных районов Русской платформы) —
В сб.- Проблемы инж. геол. М„ Изд-do Моск, ун-та, 1970.
Лукашев К. И, Астапова С. Д. Геохимические особенности моренного
литогенеза. Минск. 1971.
Лукин В. С. Провальные явления на Урале н в Предуралье. — Гидрогеол. сб.,
№ 3. «Труды ип-та геол. Уфимск. отд. АН СССР», 1964.
Лунев Б. С Дифференциация осадков в современном аллювии — «Учен. зап.
Пермск. >н га». 1967, .Ns 174.
Мазуров Г. П. Инженерно-геологическая характеристика покровных отложе-
-ний севера Европейской части СССР. — В кн : Инж.-геол, св-ва горных пород н методы
их изучения. М., Изд-во АН СССР, 1962
Макеева 3. А. Инженерно-геологическая характеристика майкопских глин (юж-
ная часть Волгоградской области и Центральное 11редканказье). М., Изд-во АН СССР,
1963.
Максимов М. М. Некоторые результаты инженерно-геологических исследова-
ний основной морены. — «Изв. высш учеб заведений. 1 еология и разведка», 1966,
№ 4.
Максимович Г. А., Горбунова К. А. Карст Пермской области. Пермь,
Максимович Г. А., Костарев В. П. Карстовые районы Урала и При-
уралья.— «Учен. зап. Пермск. ун-та», 1973, Ns 303.
Малышева О. Н. О плейстоценовом аллювии Среднего Поволжья.—«Мат-лы
по геол, востока Русской платформы», 1973, № 5.
Марков К. К. и др. Четвертичный период (ледниковый период—аитропоге-
новый период), т. 1, 2. К VII МеЖдунар. конгрессу Ассоциации по' изучению четвер-
тичн. периода (ИНКЗА). М., Изд-во Моск, ун-та, 1965.
М а р к о в К. К. н д р. Плейстоцен. М., «Высшая школа», 1968.
Материалы к Первой Всесоюзной конференции по строительству ва торфяных
грунтах. Под ред. Л. С. Амаряп. Калинин, 1972.
Методика комплексных региональных гидрогеологических н инженерно-геологиче-
ских исследований глубоких горизонтов месторождений (на примере Криворожского
железорудного бассейна). М., 1974.
Мещеряков Ю. А Рельеф СССР. М., «Мысль», 1972.
М и л а и о в с к и й Е. В. Оползни Среднего и Нижнего Поволжья н меры борьбы
•с ними. М., ОНТИ, 1935.
Мильнер В Ф. Гидрогеологическая характеристика трассы второй очереди
Московского метрополитена. — «Метрострой», 1935, № 3.
Мирцхулава Ц. Е. Инженерные методы расчета и прогпоза водной эрозии.
М., «Колос», 1970.
Монюшко А. М. Инженерно-геологическая оценка сарматских глин М, «Нау-
ка», 1974.
Муллер Р. А. и др. Защита гражданских зданий от влияния подземных гор-
ных работ М , «Недра», 1970.
Невесский Е. Н. Процессы осадкообразования в прибрежной зоне моря. М.,
«Наука», 1967.
Николаев С Ф Физико-механические свойства основных типов карбонатных
-пород Самарской Луки. — В ки.: Инженерно-геологические свойства горных пород и
методы их изучения. М., Изд-во АН СССР, 1962.
Обедиентова Г. В. Строение и этапы формирования террасовых толщ Рус-
ской платформы. — «Изв. АН СССР. Сер. геол.», 1973, № 9.
О л л и В А. Инженерно-геологические свойства четвертичных отложений Эстон-
ской ССР. — «Изв. АН СССР. Сер. техн, и физ.-мат. наук», 1959, т. 8, № 4.
Орлов С. С., Устинова Т. И. Оползни Молдавии. Кишинев, 1969.
Панова К. М. Физико-механические свойства старичных глин Низовий Волги
в связи с условиями их залегания. Автореф. канд. дис. М., 1969.
Паукер Н Г. Карст. — В кн.: Гидрогеология СССР, т. Ш. М., «Недра», 1967
Перельман А. И. Геохимия ионосферы. М., «Природа», 1972.
П е ч е р к н п И А. и др. Роль геологических процессов в формировании берегов
водохранилищ. — «Учен зап. Пермск. уи-та», 1970, № 246, вып. 5.
Пирр у с Э. А. Ленточные глины Эстонии. Таллин, 1968.
Пичугин М. С. Литология н промышленная оценка верхнекамениоугольиых по-
дод Окско-Клязьминского района. М., 1962.
Пономарь В. G и др. Инженерно-геологические условия южной засушливой
525
зоны Украины.—В сб.: Гидрогеол. и инж. геол, аридн. зоны СССР, вып. 8. Ташкент.
1970.
Пономарь В. С., М и г у л я В. М. Инженерно-геологические условия древней-
дельты Днепра. Изд. Днепропетровск. отд. геогр. об-ва Украины, 1972, вып. 2.
Попов В. И. Деформация речных русел н гидротехническое строительство. Л,
1 идрометсоиздат, 1965.
Попов И. В. Инженерная геология СССР, ч. I. Общие основы региональной
инженерной геологии. М., 1961; ч. II, 1965.
Приклонский В. Ач Горькова И. М. и др. Инженерно-геологические осо-
бенности хвалынских глинистых пород в связи с условиями их формирования. — «1 ру-
ды лабора!. гидроюол. проблем нм. Ф. П. Саваренского», т. VIII. М., 1956.
Проблемы гсологпн шсльсфа. Под рсд. Е. Н. Певесского. М., «Наука», 1975.
Прочухан Д 11 Инженерно-геологические условия строительства плотин па
ледниковых отложениях в Карелин и на Кольском полуострове. — В кн.: Геология и
плотины, т V. М., «Энергия», 1967.
Пустыльник С. И. Новые данные о пораженности оползнями Московской
области. — «Бюл. МОИП», 1973, № 2.
Раскатов Г. И. Геоморфология и неотекюпика территории Воронежской аите-
клизы. Воронеж, 1969.
Реутова Н. С. Ипженсрно-геологичсские свойства хвалынских шоколадных глии
в связи с условиями их формирования. — «Труды лаборат. гидрогеол. проблем им
Ф. II. Саваренского», т. XV. М„ 1957.
Родионов Н В. Карст Европейской части СССР, Урала и Кавказа. «Трчды
ВСЕГИНГЕО. Нов. сер.», 1963, № 13.
Розовский Л Б., Воскобойников В. М. Рельефообразующее значение
процессов абразни и аккумуляции на берегах водохранилищ. — В кп.: Соврем, экзо-
генные процессы рельефообразовання. М., «Наука», 1970.
Розовский Л. Б. и др. Инженерно-геологическое районирование северо-запад-
ного побережья Черного моря, вып 7. Киев, 1972.
Ромадапова А. П. Четвертишп вщклади л!вобер!жжя Ссредпього Дншра.
Кн1в, 1964.
РотарьМ Ф. Основные закономерности формирования ннженерно-геоло!иче-
ечнх условий черноморского шельфа между дельтами рек Днепра и Дуная. Авторсф.
каид. дне. М, 1974.
Рубинштейн А. Я. Инженерно-геологические особенности сапропелевых отло-
жений М., «Наука», 1971
Ру хин а Е. В. Литология ледниковых отложений. Л, «Недра», 1973
Сава ре п с кий И. А. и др. Карстовые явления в райовс города Дзержинска
Горьковской области. — «Труды лабор. гидрогеол. проблемы им. Ф. П. Саваренского»,
т. 32. М, 1960.
Сергеев Е. М., Голодковская Г. А. Грунтоведение. М, Изд-во Моск,
ун-та, 1973.
Серебряков А. В. Русловые процессы па судоходных реках с зарегулирован-
ным стоком. М, «Транспорт», 1970.
Синицын В. М. Климат Евразии. М., «Недра», 1966.
Скворцов Г. Г., Фромм В. В. Инженерно-геологическое изучение глубоких
горизонтов месторождений полезных ископаемых при разведке. М, «Недра», 1970
Смирнов Б. В. Методика прогнозирования устойчивости углевмещающих пород
в подземных выработках. Ростов-па-Дону, 1971.
Сокольский М. М. Инженерно-геологические характеристики пескальиых осно-
ваний речных гидроузлов. — В кн.: Проектирование речных гидроузлов на иескальиых
основаниях. М., «Энергия», 1967.
Текучее Ю. Б. Исследование влажности лессовых пород в зоне аэрации (иа
примере правобережья Нижнего Дона). Автореф. каид. дне. Новочеркасск, 1972.
Фадеев П. И. Пески СССР, ч. 1. М., Изд-во Моск, ун-та, 1951.
ФннаровД. П. Динамика берегов и котловин водохранилищ гидроэлектростан-
ций СССР. Л., «Энергия», 1974.
X а з а п о в М. И. Искусственные грунты н их образование н свойства. М., «На\ -
ка», 1975.
Холмовой Г. В Литолого-палеогеографическая характеристика я особенности
строения аллювия плиоценовых свит в бассейне Верхнего Допа. Автореф. канд. лис.
Воронеж, 1969.
ШиссельА М. Некоторые особенности методики разработки системы обобщен-
ных показателей прочностных свойств моренных глип Ярославского Поволжья. — «Тру-
ды ПНИИИС», 1972, т. 23.
ЮргайтисА А. Генетические типы и литология песчано-гравийных отложений
Литовской ССР. — «Труды Вильнюсского нп-та геол.». 1969, вып. 9.
Яценко В. А. Исследования шоколадных глнв в красноармейском районе Вол-
гограда.— В сб- Строительство на набухающих грунтах. М., Стройиздат, 1963.
526
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие (£. М. Сергеев) .............	5
ЧАСТЬ I
Теоретические основы региональной инженерной геологии (Г. А. Голодковская,
| И. В. Попов |.............................................. 9
Глава 1. Региональная инженерная геология и ее теоретическое и народнохо-
зяйственное значение ................................... 9
Глава 2. Классификация геологических тел в региональной инженерной
геологии................................................11
Г л а в а 3.	Принципы инженерно-геологического	районирования.25
ЧАСТЬ II
Русская платформа	-......................................................38
Введение...................................................................38
Раздел I
Основные закономерности инженерно-геологических условий Русской платформы
 история их формирования..................................................40
Глава 1. Краткая физико-географическая и экономико-географическая харак-
теристика территории (И. С. Комаров, Д. Н. Афремов) ...	40
Глава 2. История геологического развития Русской платформы (археи —
средний плиоцен) и ее влияние иа формирование инженерно-геоло-
гических условий (И. С. Комаров)...........................................47
Глава 3. Формирование инженерно-геологических условий Русской платформы
на позднеальпийском этапе (средний плиоцен — голоцен) ...	60
История развития Русской платформы в плиоцене, плейстоцене н
голоцене (Н. Г. Верейский, И. С. Комаров).......................60
Современная ландшафтно-климатическая зональность н ее инженер-
но-алогическое значение (И. С. Комаров).........................68
Инженерно-геологическая характеристика основных комплексов и
генетических типов плиоцеи-четвертичных отложений (И. Г. Ве-
рейский, В. С. Быкова, Е. А. Чеклина, Г. Л Кофф, Д. Н Афремов,
В. К. Леснснко, А. Я. Рубинштейн, М. И. Хазанов) ....	75
Глава 4. Основные закономерности строения рельефа Русской равнины
(Обедиентова Г. В.).......................................................114
Глава	5.	Общие закономерности	гидрогеологических условий Русской плат-
формы (А. В. Журавлев)....................................................126
Глава	6.	Геологические процессы.......................................134
Эрозионно-аккумулятивные процессы (Н. И. Маккавеев, Р. С. Ча-
лов, Б. Ф Косов, М. Н. Заславский).............................134
Оползни (£. П Емельянова)......................................147
Карег (И. С. Саваренский, Н. И. Украинская)....................163
Многолетнее промерзание толщ горных пород и сопутствующие
геологические процессы (С. Е Суходольский, О И. Овчинников,
Ю. Т. Уваркан)	.	...........................171
Глава 7. Инженерно-геологическое районирование Русской платформы
(И. С. Комаров) .	.	............................ .	179
Раздел II
Инженерно-геологическая характеристика регионов второго порядка . .	183-
Глава 8. Балтийский шит (В. Н. Крылов, М. С. Захаров, Д. Г. Зилине) . .	183
Глава 9. Украинский кристаллический массив (В. С. Пономарь, В. Ф. Краев,
А Д. Додатко, А. Н. Свиридова, О. И. Сурдутович, Э. И. Колот,
Д. Г. Залине)............................................................196-
Глава 10. Тиман (Б М. Кордун, Н. А. Недосеев).............................207
Глава 11. Прибалтийский регион (В Д. Ломтадзе, М. С. Захаров, В Н Кры-
лов. К. Дундулис, В. И. Гнатовачус, А. Сабаляускас, А. Желядис,
М. А. Солодухин, Л. Г. Туркина, Г. А. Колпашников, В. Г. Лобаден-
ко, В. Ф. Вишневский, Д. Г. Зилине, И. А. Надосеев) .	.	212-
527
Глава 12. Донбасс (В. С. Пономарь, Б. Е. Бронштейн, А. П. Негода, А. Н. Сви-
ридова, Б. М. Кордун).....................................................233
Глава 13. Волго-Уральская аитеклиза (В. М. Кордун, И. А Нсдоееев,
Д. И. Афремов, Е. С. Тимофеева, Д. Г. Зилинг, И. Б. Рогоз) . . 252
Глава 14. Московская синеклиза (Н. А. Недосеев, Б. М. Кордун, Н. И. Укра-
инская, Д. Н. Афремов)....................................................271
Глава 15. Воронежская аитеклиза (В. М. Кордун, Н. А. Недосеев, Д Н. Аф-
ремов, А Ф. Сысоева)....................................................  310
Глава 16 Приволжское поднятие (В. М. Кордун, Н. А. Недосеев, II. И. Укра-
инская, Д. Н. Афремов)....................................................329
Глаза 17. Днепровско-Донецкая впадина (В. С. Пономарь, В. Ф. Краев,
Б. Г. Еськов, Е. Р. Кривцов, Э. И. Колот, А. Н. Свиридова,
О. И Сцрдутович, О. П. Лазаренко, Л. К- Шевченко, Е. А. Колпаш-
ников, В Г. Лободенко, В. Ф. Вишневский, Н. А. Недосеев) . .	348
Глаза 18 Предкарнатский регион (В. С. Пономарь, В. Ф. Краев, В. П. Пока-
тилов, В. Н, Ткач, А. Н. Свиридова, Э. И. Колот, В. Б. Энтипович,
О И Лазаренко, Г. Е. Костик, Д. Н. Афремов) .	... 364
Глава 19 Предкавказье (В. П. Царев, Б. М. Кордун)........................378
Глава 20. Причерноморская впадина (В С. Пономарь, В. Ф. Краев, И. В. Ко-
ротких, Б. И. Еськов, О. П. Лазаренко, Д. Н. Афремов) . . . 392
Глава 21 Печорская синеклиза (Д. Г. Зилинг, А И. Юдкевич, С. Е. Суходоль-
ский, В. С. Зирхидзе, В В. Тихонов).......................................411
Глава 22. Прикаспийская синеклиза и ее обрамление (Ю. И. Панов, К. М. Па-
нова, Д. Н. Афремов, Ц. С. Гринберг)......................................429
Глава 23. Шельфы северных и южных морей (Л. Б. Розовский, Ф. А. Щерба-
ков, Д М. Сулейманов, Ю. П. Хрусталев, И. Л. Дзилна, Я- В. Неиз-
вестное) .................................................................450
Раздел III
Опыт строительства и изменение природных условий под влиянием деятельности
человека.................................................................465
Глава 24	Гидротехническое	и мелиоративное строительство...............465
Возведение плотин, каналов и других гидротехнических сооружений
{И С. Комаров)................................................465
Переработка берегов водохранилищ (В В. Дмитриев, И. А. Печер-
кин)..........................................................488
Мелиоративное строительство (И.	Я Богданов) ..................497
Глава 25. Промышленное и гражданское строительство (И. С. Комаров,
Л. В. Золотарева, Г. Л. Токарь)...........................................499
Глава 26 Строительство и эксплуатация горных предприятий (Г. Г Сквор-
цов) .	.	.	......................508
Список литературы .......................................................521
ИНЖЕНЕРНАЯ ГЕОЛОГИЯ СССР
Том первый
РУССКАЯ ПЛАТФОРМА
Подписное издание
ИБ 371
Зав редакцией И И Щехура
Редактор Г. С. Савельева
Переплет художника Е. А. Михельсона
Технический редактор Е. Д. Захарова
Корректоры М. И. Эльмус, С. Ф. Будаева, Н И. Коновалова, Г. В. Зотова
Сдано в набор 4/IV 1977 г. Подписано к печати 27/1 1078 г Л 78179 Формат 70>£108/«в
Бумага тип. № I Физ. печ. л 33,0 Усл. печ. л. 46,2 Уч.-изд. л. 44,75 Изд. Лк 16 Зак. 106
Тираж 70Ь2 экз. Цепа 3 р 60 к	_____
Издательство Московского университета.
Москва, К-Ч, ул Герцена, 5/7
Типография Изд ва МГУ. Москва, Ленинские горы