/
Текст
Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
1994
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК МОСКВА
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ ВЫХОДИТ 4 РАЗА В ГОД
ЯНВАРЬ — МАРТ
№ 1 — 1994
СОДЕРЖАНИЕ
Тимофеев Д. A.J Чернышев Е. пГ| Изменения структуры стока и эрозии в пределах водосбора 3
Рейснер Г. И., Попова А. К., Чичагов В. П. Современная эндогенная обстановка впадин внутренних и окраинных морей........................................................ 17
Чалов Р. С. Геоморфологические проявления горизонтальных русловых деформаций на реках 31
Гросвальд М. Г. Друмлинные поля Новоземельско-Уральской области и их связь с Карским ледниковым центром.............................................................. 40
Методика научных исследований
Невский В. Н. Количественная оценка активности склоновых геоморфологических процессов в Южном Сихотэ-Алине............................................................... 54
Юрьев А. А., Киршин А. В., Колычева Л. И. Опыт применения методов тревд-анализа для поисков нефтегазоперспективных структур в областях орогенеза (на примере Байсунской впадины) ........................................................................ 61
Научные сообщения
Александров С. М. Нелинейность рельефообразующих процессов шовных зон .............. 71
Ананьев Г. С., Ананьева Э. Г. Палеогеоморфологическое и палеогеографическое значение сапролитовых кор выветривания для изучения рельефообразования гор Южной Болгарии . 81
Гурин А. Д., Лодина Р. В. Особенности русловых процессов и морфология русла нижнего Витима........................................<............................. 87
Дик И. IL Особенности рельефообразования и осадконакопления в Южной Якутии на последних этапах ее развития....................................................... 93
Нуждин Б. В. Об интенсивности аккумуляции пойменного аллювия........................ 96
Чернов А. В. Заиление русел малых рек Европейской России и сопредельных государств . . 100
Рецензии
Гершанович Д. Е. Геоморфология шельфа на современном этапе......................... 108
Потери науки
Памяти Сергея Сергеевича Воскресенского
111
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 1994 г.
1
GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY OF SCIENCES MOSCOW
QUARTERLY
FOUNDED 1970
JANUARY — MARCH
№ 1 — 1994
CONTENTS
Timofeev D. A., [Chernyshev E. P.| Variations in runoff and erosion structure within a watershed . 3
Reisner G. L, Popova A. K., Chichagov V. P. Recent endogenic situation in the basins of interior and
marginal seas.................................................................................. 17
Chalov R. S. Geomorphic manifestations of lateral deformations of river channels................... 31
Grosswald M. G. Drumlin fields of the Novaya Zemlya — Uralian Upland and their bearing on the
Kara Sea center of glaciation.................................................................. 40
Methods of research
Nevsky V. N. Quantitative estimate of slope processes activity in the Southern Sikhote-Alin ... 54
Yuriev A. A., Kirshin A. V., Kolycheva L. I. An attempt to apply trend-analysis techniques to search
for oil-and gas-bearing structures in orogenic regions (a case study of the Baisun basin) ... 61
Short communications
Aleksandrov S. M. Non-linear character of relief-forming processes in sutural zones................ 71
Ananyev G. S., Ananyeva E. G. Paleogeomorphological and paleogeographic significance of the
saprolithic weathering crusts for studies of relief formation in the Southern Bulgaria Mountains 81 Gurin A. D., Lodina R. V. Channel processes and morphology of the lower Vitim channel .... 87
Dik I. P. Some problems of the relief evolution in Southern Yakutia during the Late Cenozoic ... 93
Nuzhdin В. V. On the rate of alluviation of the Upper Volga drainage basin.................. 96
Chernov A. V. Silting of small river channels in European Russia and adjacent countries.... 100
Review
Gershanovich D. E. Modem state of the shelf geomorphology ....................................... 108
Obituary
To the memory of Sergei Sergeevich Voskresensky................................................... Ill
2
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь — март
1994
УДК 551.437
© 1994 г. Д. А. ТИМОФЕЕВ, | Е. П. ЧЕРНЫШЕВ)
ИЗМЕНЕНИЯ СТРУКТУРЫ СТОКА И ЭРОЗИИ В ПРЕДЕЛАХ ВОДОСБОРА
Одним из основных объектов исследования экспериментальной ландшафтной гидрологии и геоморфологии является начальная стадия развития гидрологических и связанные с ней эрозионно-аккумулятивные процессы в речном бассейне. Традиционно эти исследования основывались на изучении водного баланса и твердого стока в автономных ландшафтно-типологических элементах гидрологических систем и выявлении их антропогенных преобразований [ 1—8]. В меньшей мере изучалась пространственная динамика процессов круговорота воды и связанного с ним вещественного обмена.
Вместе с тем начальная стадия развития жидкого и твердого стока характеризуется внутренней морфологической и морфодинамической структурой и неоднородностью. Это выражается в пространственно-временной разнотипности и неравномерности проявления процессов склонового поверхностного стока и эрозии-аккумуляции. Противоречивость и недостаточная разработанность количественных оценок и теоретических обобщений механизма различных звеньев генетически и динамически единой цепочки процессов, определяющих формирование и вызывающих трансформации склонового стока на пути от водораздела до русла реки, заставляет обратить внимание на комп-лексирование гидрологических, геоморфологических и эрозиоведческих работ. Дальнейшее развитие экспериментальной гидрологии и флювиальной геоморфологии определяется синтетическими исследованиями взаимосвязей, взаимных переходов от одного элемента системы к другим во всей их совокупности. Иными словами, задача заключается в изучении и измерении параметров водного литодинамического потока в гидролого-геоморфологических системах и на составляющих их структурных пространственно-динамических элементах.
Подобная постановка задачи определяется: а) необходимостью более полного познания водного баланса структурных частей речного бассейна для успешного управления ими [ 9]; б) целями гидрологического моделирования, предусматривающего использование количественного описания морфологического строения пространственной неоднородности гидрологических и эрозионных процессов на всем пути от водораздела до реки. Эффективность моделирования зависит от детализации выделения локально-доминирующих и доминирующих процессов в гидролого-геоморфологической цепи элементов систем, а также учета при разработке моделей различного пространственного участия площади водосбора в формировании анализируемых процессов [ 10—13]; в) целями геоморфологического и эрозиоведческого толкования исторической и современной динамики гидрологических процессов в пределах малых и больших бассейнов, восстановления истории их развития, понимания механизмов взаимодействия морфологической структуры поверхности водосбора с типами и интенсивностью поверхностного стока. Решение этого круга задач — один из путей выяснения причин и последствий
3
Рис. 1. Изученность гидрологических и эрозионных процессов в микрозо-нальной структуре речного бассейна ! микрозоны даны по Ф. Н. Милькову 21])
1 — изучены, 2 — не изучены
-------------------- 1 ----Z прогрессивного усыхания малых рек, превращения верхних звеньев долинной сети в суходолы, что особенно типично для лесостепной и степной зон.
Научной основой предлагаемого направления комплексной экспериментальной гидрологии и геоморфологии могут служить следующие разработки: 1) о территориальной структуре водного баланса, характеризующей закономерности процесса круговорота воды в гидрологических системах й их структурных элементах [ 9]; 2) о дифференцированном ходе гидрологических и эрозионно-аккумулятивных процессов в различных звеньях гидролого-геоморфологической цепи речного бассейна, обусловленном разнообразием типов поверхности, почв, растительности, хозяйственного освоения, во многом определяемых морфологией рельефа и сложностью гидросети [ 13—17]; 3) о единстве и взаимообусловленности типов водно-эрозионного потока на пути от водораздела до русла [18]; 4) о ландшафтных аспектах проблемы, освещающих представления о геохимических сопряжениях [ 19], вложенных водосборах [ 1], парагенетическйх и парадинамических комплексах [ 20, 21], склоновой микрозональности [ 22—24].
Речной бассейн можно представить как систему вложенных водосборов разного порядка, в которой область начальной стадии развития гидрологических и эрозионных процессов характеризуется склоновой микроландшафтной зональностью, Последнюю отличает высокая внутренняя интенсивность дифференциации
процессов жидкого и твердого стока, выступающих Здесь в роли мощного средообразующего фактора [ 25] .
Анализ изученности процессов стока и эрозии в речном бассейне и его элементах показывает, что лучше изучены процессы в приводораздельной, прибровоч-ной и среднесклоновой микрозонах (рис. 1). Хуже изучены нижнесклоновая микрозона и практически все стадии перехода .между зонами, определяемыми в основном морфологическим строением склонов и первичных эрозионных форм. В данной работе представлены некоторые результаты исследования именно этого вопроса. Основой послужили материалы полевых экспериментальных исследований гидрологов и геоморфологов ИГ РАН. В качестве природной модели был использован бассейн р. Сейм в пределах Курской области (выше г. Рыльска). Здесь были подобраны генетически однородные и последовательно взаимосвязанные объекты наблюдений, характеризующиеся типичными для бассейна геосистемными и природно-антропогенными признаками. Наблюдения на объектах поз-
волили выявить основные стадии развития гидрологических и эрозионных процессов на пути от водораздела до русла реки в условиях современного использования территории.
Рис. 2
Время
Рис. 3
Рис. 2. Обобщенные кривые обеспеченности стока в годы разной водности I — средней, II — большой, III — малой.
/—5 — объекты наблюдений (см. табл. 1)
Рис. 3. Медианные гидрографы распределения жидкого стока за половодье
Расходы даны в долях от Qmax за половодье, время — в долях от общей продолжительности половодья.
Усл. обозн. см. рис. 2
5
Гидрологические характеристики
Объекты наблюдений Склоновые микрозоны Тип поверхности Площадь, га Экспозиция Интервал стока, мм Диапазон обеспеченности интервала, %
I II III
Элементарные бассейны( 1—5) I. Склоновые — «Ближний», «Дальний» ПВР, ВСК Пашня 22 15 С С 1—5 20—95 10—20 50—90 20—50 10—20 10—90
2. Ложбинный — «Верхний» ПВР, ВСК, ССК, начальные врезы » 42,3 ЮВ 1—5 >5 60—95 45—60 10—45 45—80 15—45 5—15 70—95 20—70 12—20
3. Лощинный — «Средний» ПВР, ВСК, ССК, начальные врезы Пашня 97,8%, выпасаемый луг 2,2% 112 ЮВ 1—5 50—95 5—90 65—90 20—65 5—20 80—90 35—80 10—35
4. Балки 1-го порядка — «Нижний» То же и суходолы Пашня 96,6%, выпасаемый луг 3,4% 163 ЮВ 1—5 50—95 25—50 10—25 75—95 25—75 5—25 70—80 30—70 10—30
5. Балки 2-го порядка — «Меречье», «Райчик» 6. Бассейн р. Сейм выше г. Рыльска То же Пашня 85%, лес 9%, луга 6% 950 620 ЮВ 1—5 1—5 75—95 30—75 5—30 25—95 5—25 80—95 45—80 5—45 25—95 5—25 75—95 5—75 25—95 5—25
Примечание. ПВР — приводораздельная микрозона, ВСК — верхнесклоновая, ССК — среднесклоновая.
I — средняя водность (обеспеченность 25—75%), II — большая водность (обеспеченность до 25%), III — малая водность (обеспеченность 75—100%), Cv — коэффициент вариации суточных объемов стока.
Гидрологические процессы
Внутренняя структура поверхностного склонового стока на пути от водораздела до русла усложняется за счет последовательного участия в его формировании более сложных морфологических элементов. Анализ пространственной неоднородности жидкого и твердого стока во время весеннего снеготаяния проведен по обобщенным кривым его обеспеченности, имеющим в своей основе экспериментальные данные в бассейнах вложенных водосборов, включающих в себя разные сочетания склоновых микрозон (рис. 2). Путем сопоставления значений суточных величин стока в определенных интервалах количественно оценена гидрологическая сущность склоновой микрозональности в речном бассейне для периодов весеннего половодья различной водности (табл. 1).
Для года средней водности в пределах приводораздельных и верхнесклоновых микрозон, где преобладает рассредоточенно-микроструйчатая структура поверхностного стока, определяющими в формировании весеннего половодья являются его значения от 1 до 5 мм, дающие около 95% суммарного объема. Та же законо-
6
Таблица 1
объектов наблюдений
% стока в интервале от общего числа наблюдений Cv стока в интервале Сток половодья в интервале
мм %
I II П1 I II III I II III I II III
75 40 80 1,91 1,03 0,87 0,32 1,53 1,42 3,8 4,44 100
10 30 — 1,17 5,37 — 8,08 7,63 — 96,2 22,1 —
— 10 — — 2,40 — — 25,3 — — 73,3 —
35 35 25 1,51 1,47 1,49 1,98 11,8 1,04 6,62 21,6 3,80
15 30 50 0,38 0,35 0,35 10,7 11,6 9,32 35.7 21,2 34,1
35 10 8 0,06 0,46 0,58 17,3 31,2 17,0 57,7 57,1 62,1
45 25 10 1,91 1,52 1,41 1,40 2,88 0,34 9,4 3,38 0,95
45 45 45 0,17 0,19 0,39 23,1 22,9 15,9 90,6 26,9 44,6
— 15 25 — 0,67 0,58 — 59,4 19,4 — 69,7 54,3
45 20 10 1,08 1,73 1,45 2,45 1,44 0,90 9,56 1,35 1,95
25 50 40 0,52 0,39 0,17 6,40 27,5 6,00 25,3 25,9 13,0
15 20 20 0,60 0,84 0,73 16,5 77,4 39,3 65,2 72,8 85,1
20 15 20 0,76 0,84 0,30 2,29 2,35 3,59 4,31 1,63 23,5
45 35 70 0,50 0,35 0,75 11,3 24,5 3,69 20,1 17,0 24,2
25 40 — 0,38 0,76 —- 42,6 1,17 7,97 75,3 81,3 52,3
70 70 70 0,44 0,54 0,72 2,97 3,68 0,26 7,54 18,4 6,74
20 20 20 0,50 0,25 0,06 36,4 16,3 3,6 92,5 81,6 93,3
мерность проявляется и в микробассейнах ложбин и лощин (рассредоточенно-микроструйчатая и концентрированная формы стока), объединяющих приводораздельные, верхне- и среднесклоновые микрозоны, она характерна для всего водосбора р. Сейм выше г. Рыльска. Для бассейнов лощин и балок, характеризующихся сочетанием приводораздельной, верхне- и среднесклоновых зон с началом эрозионного вреза, основная фаза половодья формируется за счет стока слоем 1—5 мм и более.
В маловодные годы доминирующей структурой склонового стока в формировании 98% объема половодья практически во всех микрозонах начальной стадии развития гидрологических процессов являются значения 1—5 мм и более 5 мм. При этом доля стока величиной 1—5 мм в суммарном объеме становится более существенной, чем в условиях средней водности.
При повышенной водности в пределах всех уровней микрозональности 70% стока половодья определяют его значения более 5 мм.
Был определен диапазон динамики коэффициентов вариации суточных величин стока в период весеннего снеготаяния в годы разной водности. Верхний
7
Жидкий (мм) и твердый (кг/га) сток
Структура стока Структура эрозии Зона формирования
Рассредоточенно-микроструйчатая Сочетание рассредоточенно-микроструйчатой с концентрированной Рассеянно-мелкобороздковая — смыв почвы Сочетание рассеянномелкобороздковой с русловой — смыв и линейный размыв ПВР, ВСК, пашня 100% Бассейны: ложбин, пашня 100% лощин, пашня 97,8% балок 1-го порядка, пашня 96,6% балок 2-го порядка, пашня 83% р. Сейм выше г. Рыльска
Примечание. I, II, III — см. табл. 1.
предел коэффициента вариации суточных объемов стока изменяется от 5,4 (многоводный период) до 1,7 (маловодный период), а нижний предел — практически одна и та же величина при различном характере водности — 0,3.
Необходимое звено исследований в рамках поставленной задачи — изучение особенностей распределения поверхностного стока во времени. Этот анализ проведен с помощью медианных гидрографов весеннего склонового стока для основных звеньев гидролого-геоморфологической цепи речного бассейна. Типовые медианные гидрографы распределения стока за половодье построены в относительных координатах: ежедневные расходы — в долях от максимального за половодье расхода, а время — в долях от общей продолжительности половодья ( рис. 3). Имея такие графики, по заданным расчетным величинам максимальных расходов Qmax и продолжительности половодья t можно построить типовой гидрограф в конкретном выражении расходов и времени.
При большой водности медианные гидрографы стока в приводораздельной и верхнесклоновой микрозонах имеют однопиковую форму со смещением максимума на первую половину половодья, причем ветвь подъема выражена резче, чем ветвь спада. При переходе к комплексу, объединявшему приводораздельную, верхне- и среднесклоновую микрозоны, в бассейнах ложбин происходит трансформация гидрографа, выражающаяся в смещении времени наступления пика стока на его окончание. Поэтому ветвь подъема более продолжительна во времени и более сглажена, нежели ветвь спада. Эта же закономерность проявляется и на последующих элементах вплоть до русла реки.
В годы средней и малой водности для типовых гидрографов различных сочетаний микрозон характерно наличие двух пиков половодья — в начальной и завершающей его стадиях. Исключение составляют гидрографы водосбора балки 1-го порядка и всего бассейна р. Сейм. Ветвям подъема и спада присущ резкий характер нарастания и снижения стока. Независимо от водности рассматриваемых лет развитие и окончание весеннего стока в пределах элементарных водосборов на начальных стадиях формирования стока синхронны с ветвью подъема речного стока и наступлением его максимальных величин (рис. 3).
Пространственно-временная дифференциация гидрологических процессов в речных системах, определяемая склоновой микрозональностью, вызывает трансформацию весеннего поверхностного стока на всех сопряженных уровнях речного водосбора на пути от водораздела, через склоны до русла реки. При этом как в среднемноголетнем аспекте, так и в годы различной водности, на пути от верхних
8
Таблица 2
при различных видах склонового размыва
Жидкий сток, мм Твердый сток, кг/га
I [I III среднемноголетний I II III среднемноголетний
8,45 34,6 1,40 14,8 676
25,4 45,6 27,3 32,8 5003 416 1952 2457
42,4 85,8 33,8 54,0 5710 704 2047 2820
25,2 100 32,5 52,6 765 381 649 598
16,4 64,6 16,6 32,5 421 105 305 277
39,4 59,2 6,03 34,9 48,6 9,03 87,4 48,3
микрозон через бассейны склоновых ложбин и лощин к бассейнам балок 1-го порядка прослеживается четкая закономерность в росте стока. Отличительной особенностью гидрологических процессов на водосборах балок 2-го порядка является снижение здесь слоя стока по сравнению с балками 1-го порядка (табл. 2).
Для дальнейшего анализа взаимосвязи процессов стока было введено понятие «базисного стока» — величины его слоя, формирующегося в бассейнах ложбин, которые включают приводораздельные, верхнесклоновые и среднесклоновые микрозоны. Практически это основная площадь начальной стадии развития процессов стока.
Статистические связи устанавливались между поверхностным склоновым стоком весеннего половодья различной обеспеченности во всех сопряженных элементах гидролого-геоморфологической цепи и величиной базисного стока. Это послужило основой для конкретизации закономерностей пространственной трансформации гидрологических процессов (табл. 3).
Твердый сток и эрозия
Рассмотрим пространственно-временную организованность эрозионно-аккумулятивных процессов в соответствии с выявленной микрозональностью поверхностного стока. Анализ показывает, что рассредоточенно-микроструйчатый сток формирует рассеянно-мелкобороздковую структуру размыва почвы, вызывая как смыв ее со склонов, так и аккумуляцию в их пределах. Эрозия такого типа наблюдается во всех микрозонах склонов, обычно используемых под пашню, где в результате ежегодной обработки почвы создаются благоприятные условия для процессов весенней денудации. Аккумуляция наносов приурочена главным образом к участкам, где еще сохраняется снежный покров. Снежные пятна на обнажившейся поверхности почвы выполняют роль фильтра и на них (и около них) осаждаются продукты эрозии.
По мере наращивания интенсивности снеготаяния и рассредоточения стока на микроструи и отдельные микрорусловые потоки возникает более сложная структура размыва-аккумуляции — сочетание рассеянно-мелкобороздкового смыва и микрорусловой эрозии, приуроченной к тальвегам и днищам внутрибассейновых (склоновых) эрозионных врезов (ложбин, лощин). Мелкие эрозионные бороздки могут следовать и по пахотным бороздкам, превращаясь в микрорусла, если пахота проводилась вдоль склона. При поперечной уклону распашке отдельные
9
Таблица 3
Зависимость поверхностного стока (мм) в сопряженных водосборах от базисного стока
Область формирования стока Водность периода, вид зависимости Коэффициент корреляции
Средняя
Бассейны:
лощин 5лощ = 0,79 5лож Ч- 0,02 0,54
балок 1-го порядка 5бал1 === —0,085лож “I- 0,865лож — 0,002 0,13
балок 2-го порядка 5балл11 = 0,03 5лож Ч~ 0,075Лож Ч~ 0,05 0,24
р. Сейм 5с = 0,305Лож2 — 2,165Лож Ч- 3,94 0,40
Малая
Бассейны:
лощин 5лощ == 1,095Лощ Ч- 0,72 0,99
балок 1-го порядка 5бал1 = 0,0045Лож2 Ч- 1,065лож — 0,02 0,73
балок 2-го порядка 5баллП — 0,405Лож2 Ч~ 95лож — 2,5 0,49
р. Сейм 5с = —0,0045Лож2 Ч- 0,075Лож — 0,005 0,48
Большая
Бассейны:
лощин 5лощ = 195 5лож2 Ч~ 0,925Лож — 0,17 0,78
балок 1-го порядка 5бал1 — 1,175лож2 Ч" 1,015лож Ч" 0,04 0,78.
балок 2-го порядка 5балл11 — —0,175Лож2 Ч" 3,25лож Ч~ 0,01 0,92
р. Сейм 5с = —0,035Лож2 Ч- 0,0725лож Ч~ 0,49 0,39
струйки воды, текущие вдоль пахотных борозд, могут прорываться через разделяющие гребни, образуя микроводопады. Если воды много, то такие микроводопады могут дать начало рытвинкам и микроовражкам (длина до нескольких десятков сантиметров, глубина 5—10 см). На данной стадии наблюдается наиболее активное обогащение стока взвешенными наносами, их транзит и локальная аккумуляция у любых препятствий (снежное пятно, крупные комки почвы, местные уплощения поверхности).
На завершающем этапе весеннего стока при концентрированной его форме, когда он проявляется практически только в пределах задернованных ложбин и балок, происходит перемывание здесь ранее аккумулированных наносов и вынос части их взвешенной фракции за пределы системы. Таким образом, в течение периода весеннего снеготаяния происходит смещение эрозионно-активных зон от склонового комплекса к днищам эрозионных форм.
Кроме микрозональности процессов стока и эрозии в пределах водосборов наблюдается и более сложная пространственная дифференциация этих процессов. Она связана с микро- и мезоформами и элементами рельефа водосбора, с наличием более или менее четко выраженных элементарных морфологических единиц (ЭМЕ), осложняющих микрозоны. Картографирование ЭМЕ показало, что в обычном эрозионном ландшафте их число на водоразделах и приводораздельных склонах сравнительно невелико, но площади каждой из них достаточно большие. По мере приближения к ложбинам, балкам и долинам соотношение становится обратным — число ЭМЕ растет, площади их уменьшаются. Тем самым верхние части водосборов морфологически менее дифференцированы, а притальвеговые микрозоны отличаются большей дробностью морфологической структуры. Это выражается усилением эрозионно-аккумулятивной морфодинамической напряженности рельефа и процессов переустройства поверхности в притальвеговых микрозонах [ 13]. Как показали измерения во время весеннего снеготаяния на одном из экспериментальных водосборов в бассейне Сейма, временная динамика процессов смыва, размыва, транзита и аккумуляции наносов определяется разли-
ю
Расходы довешенных наносов, г/мин-га
Рис. 4. Связь жидкого и твердого стока в течение суток в годы разной водности 1 — средней, 2 — большой, 3 — малой
Рис. 5. Связь между объемами весеннего склонового стока и смывом почвы в годы разной водности
Усл. обозн. см. рис. 4
чиями между морфолого-гидрологическими микрозонами и структурой ЭМЕ [ 26— 28]. Структура ЭМЕ в сочетании с другими факторами, определяющими пространственную и временную динамику поверхностного склонового и руслового стока, во многом обусловливает и различия в типах стокаг и изменения в активной площади водосбора во время различных гидрологических стадий половодья.
Очевидно, морфологическая структура поверхности водосбора определяет характеристики жидкого и твердого стока на всем протяжении гидролого-геоморфологической цепочки от водораздела до русла временного водотока или постоянной реки. Очевидно также, что все это должно сказываться и на состоянии верхних отрезков малых рек, на их водности, транспортирующей способности, на всем комплексе русловых процессов.
Проявляется и обратная связь между типом реки и динамикой эрозионно-аккумулятивных процессов в пределах водосбора. Так, важное значение имеет длительность и интенсивность руслового стока в балках и суходолах. Есть оснований считать, что большая часть лесостепных балок ранее переживала стадию
11
активной русловой деятельности, что по их днищам текли постоянные реки и балки являлись речными долинами [29—31]. Ныне же часть этих балок — былых долин имеет лишь кратковременный русловой сток, который явно не справляется с объемом наносов, поступающих в них с водосборов.
Это приводит к тому, что до 70—90% объема наносов, вовлеченных в движение в пределах всей площади водосбора, аккумулируется на самом водосборе, в тальвегах ложбин, лощин и балок [ 26]. Надо сказать, что объем наносов, аккумулирующихся вне тальвегов на склонах водосбора, точно не измерен.
Следует сказать также, что почти совсем не изучены такие характеристики временного балочно-суходольного стока, как длина временных русел, плотность их сети, изменения в положении вершин временных балочных русел в зависимости от годовых и сезонных условий погоды, типа и степени хозяйственного освоения территорий и т. д. Между тем только измерение прироста длины гидросети во время паводков за счет возникновения временных русел может помочь понять и современную динамику малых рек, и причины их усыхания. Примером работ такого рода может служить исследование, проведенное в одном из районов Англии, в результате которого была количественно и качественно оценена роль временного увеличения длины гидросети в общем балансе поверхностного стока [ 32] .
Механизм указанных стадий склоновой денудации можно проследить на анализе взаимосвязи жидкого и твердого стока [ 33]. Характер ее суточного хода (рис. 4) и в целом за весеннее половодье (рис. 5) в условиях разной водности неоднозначен и может быть объединен в два типа. Первый характеризуется закономерным совпадением максимальных величин расходов воды и взвешенных наносов, что говорит о росте интенсивности эрозионных процессов при увеличении энергетической способности весеннего стока (рис. 4).
Второй тип взаимосвязи характеризуется наступлением максимума внутрису-точной мутности воды раньше наибольших расходов жидкого стока. Это указывает на наиболее высокий смыв на подъеме суточного паводка. Особенно четко это выражено в начале половодья, когда снеговая вода, стекающая со склонов, прокладывает себе пути, создавая сеть мелких борозд и промоин на поверхности почвы. Как правило, эта сеть формируется до наступления суточного максимума стока. Поэтому мутность воды уменьшается до наступления пика половодья. Во второй половине суток величина стока падает и ведет за собой уменьшение транспортирующей способности потока снеговых вод. Вследствие этого на отдельных участках склонов происходит аккумуляция смытой почвы, в том числе и в микроруслах. С увеличением стока на следующие сутки начинается интенсивный вынос аккумулированных накануне наносов и их основная масса оказывается смытой еще до наступления максимальных расходов воды. Одновременно размываются новые слои почвы, формируются новые мелкобороздковые размывы, мутность воды падает. Так, последовательно внутрисуточная цикличность мутности воды и стока повторяется до конца снеготаяния, определяя процессы эрозии и аккумуляции в водосборе.
Аналогичная смена процессов сноса и аккумуляции, наблюдающаяся и во времени и в пространстве (один и тот же участок поверхности склона то подвергается сносу, то аккумуляции), отмечен для годовых и многолетних циклов. Это установлено исследованиями в Забайкалье [34] и в сухих предгорьях Средней Азии [ 35]. Б. П. Агафонов [ 36, 37], основываясь на измерениях процессов денудации в Прибайкалье, назвал этот процесс смены сноса аккумуляцией «прерывистой денудацией». Он считает, что это один из механизмов саморегуляции склоновых процессов, обеспечивающих устойчивость поверхности склонов. Один из авторов этой статьи наблюдал неоднократно смену участков глубинной эрозии аккумуляцией наносов в руслах временных и небольших постоянных водотоков в ближнем Подмосковье. Эти смены могут осуществляться как в течение одного половодья, так и из года в год.
Выявленный механизм развития эрозионных процессов характерен для микро-
12
Время
Рис. 6
Рис. 6. Медианные гидрографы стока взвешенных наносов
Усл. обозн. см. рис. 2
Рис. 7. Кривые распределения твердого стока
Усл. обозн. см. рис. 2
ландшафтных комплексов всех звеньев гидролого-геоморфологической цепи речного водосбора — на склонах с рассеянно-мелкобороздковой эрозией, в микроруслах, в тальвегах ложбин, лощин и балок разного порядка.
В условиях маловодного года формирование основной массы стока наносов приурочено к периоду, предшествующему максимальному стоку в русле реки, и имеет растянутый во времени характер. При этом на водоразделах и склонах сток
13
Таблица 4
Микрозональная дифференциация процессов эрозии в бассейне р. Сейм выше г. Рыльска
Микрозоны Интервал обеспеченности, % Твердый сток, кг/га
водность %
I II III I II III
Приводораздельная, верхне- и 0—50 1017 434 1952 99,9 99,8 100
среднесклоновая с началом эрозионного вреза (бассейны ложбин) 50—100 0,675 1,34 0 0,1 0,2 0
То же в бассейнах лощин 0—50 5152 697 4307 99,0 99,6 100
50—100 2 7 0 1,0 0,04 0
Приводораздельная, верхне-, 0—50 4175 179 1534 100 98,9 100
средне- и нижнесклоновая (бассейны балок 1-го порядка) 50—100 0 2 0 0 1,1 0
Бассейн балки 2-го порядка 0—50 278 105 263 66,0 99,3 86,6
50—100 143 0,02 41,1 34,0 0,7 13,4
Бассейн р. Сейм 0—50 4,05 7,64 0,556 84,9 83,6 63,6
50—100 0,71 1,48 0,542 15,1 16,4 36,4
наносов характеризуется двумя максимумами. В бассейнах лощин и балок процесс трансформируется и принимает однопиковую форму.
В условиях средней водности весеннего снеготаяния процесс формирования твердого стока на начальной стадии развития склонового стока смещается на начало наступления наибольших его величин в русле реки, повторяя основные временные характеристики, присущие маловодному циклу. В годы с большой водностью процесс принимает однопиковую компактную форму, четко совпадая с максимальным твердым стоком в реке (рис. 6).
Гидрологические аспекты развития процесса эрозии-аккумуляции объясняют механизм различного пространственного участия площади бассейна в формировании стока взвешенных и влекомых наносов. Как свидетельствуют кривые распределения, наибольшая интенсивность эрозионных процессов в речном бассейне в целом проявляется при водности склонового стока в диапазоне О—50% (рис. 7). При этом наиболее активны в эрозионном отношении микролан-дшафтные комплексы, объединенные бассейнами балок 1-го порядка (табл. 4).
Анализ процессов денудации на уровне мезоформ речного бассейна свидетельствует о высокой активности в формировании твердого стока сочетания рассредо-точенно-микроструйчатой и концентрированной структур стока в водосборах лощин (табл. 2). Эта важная закономерность связана с наличием здесь более дробной морфологической дифференциации (много мелких ЭМЕ) и тем, что эти участки весьма чувствительны к размыву вследствие их значительной распахан-ности. Кроме того, важную роль играют лощины и ложбины, морфология которых способствует ускоренному формированию и твердого стока (за счет размыва их тальвегов и зон, примыкающих к ним), и транзиту взвешенных наносов по тальвегам от склоновых микрозон до гидрографической сети. При этом, если ложбины своими устьями опираются на бровку балки или долины, то наблюдается местная эрозия-аккумуляция. Активный транзит взвешенных наносов за пределы склоновой системы происходит там, где ложбины своими устьями открываются в днища балок и долин [ 38].
Выявленная пространственно-временная дифференциация процессов эрозии-аккумуляции вызывает трансформацию переноса взвешенных наносов на пути от склонов до русла реки. Количественная оценка изменений, происходящих в со
14
пряженных уровнях водосбора в условиях разной водности периодов весеннего снеготаяния, представлена в табл. 2. Ее анализ указывает на активность различных частей водосбора в транзите и аккумуляции наносов. Наиболее интенсивное осадконакопление происходит на участке от бассейна лощины до дна балки и речной поймы. На этом отрезке нижнего геоморфологического звена водосбора сток, обогащенный наносами, приурочен к днищам лощин, балок и к озерно-старичной части поймы. Вследствие задернованности днищ балок и поверхности пойм и меньших по сравнению с окружающими склонами уклонами сток теряет свою транспортирующую способность и превращается из концентрированной формы в распластанную, что и приводит к активной аккумуляции твердого материала.
В результате многие балки Курской области, особенно ее степной части, имеют большую мощность балочного аллювия (до 8—10 м). Плоские аккумулятивные днища балок заливами заходят во все отвершки балок и в устья боковых оврагов. В целом происходит своеобразная «балочная трансгрессия» наносов, смываемых с водосборов.
Интенсивное накопление балочного аллювия во многом связано с интенсивной и экстенсивной распашкой водосборов в степной и лесостепной зонах в последние 1,5—2 столетия. Однако периоды активизации процессов сноса с водосборов и усиленной аккумуляции наносов в верхних звеньях долинно-балочной сети отмечались и в плейстоцен-голоценовой истории Центрально-Черноземного района и были связаны с изменениями палеоклиматической и палеоландшафтной обстановок 39—41].
Заключение
Склоновая ландшафтная микрозональность в гидрологических системах формирует два основных процесса функционирования поверхностного стока. Первый — локально-доминирующий представлен рассредорочено-микроструйчатой формой стока, образующей мелкобороздковые формы смыва и размыва. Этот тип присущ приводораздельным и верхнесклоновым микрозонам и функционирует за счет снеготаяния в первой половине гидрологического цикла.
Второй тип — доминирующий, характеризуется сочетанием рассредоточенно-микроструйчатой и концентрированной форм стока и проявляется на всем пути от склонов до речных русел. Наиболее полно этот тип стока проявляется в период основной фазы снеготаяния. На завершающей фазе весеннего гидрологического цикла наблюдается только концентрированная форма стока в тальвегах различных эрозионных врезов (ложбины, лощины, балки, малые долины). Этот тип склонового стока образуется за счет выклинивания избытка вод из переувлажненного верхнего горизонта почвы в приводораздельных и верхнесклоновых микрозонах, а также таяния снежных скоплений в тальвегах лощин, ложбин и балок.
Пространственно-временная изменчивость гидрологических процессов определяет современные процессы эрозии-аккумуляции в геоморфологических системах водосборов разного порядка. Это проявляется в морфологических и динамических различиях эрозионных форм в разных частях водосборов, в закономерной смене сноса и аккумуляции в пространстве и времени. Усиленная аккумуляция наносов, смытых со склонов водосборов, в верхних звеньях балочно-долинной сети объясняет то, что лишь малая часть наносов, вовлекаемых в движение на водосборе, поступает в русло реки.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Линслей Р. Г., Конер М. X., Паулюс Д. Л. Прикладная гидрология. Л.: Гидрометеоиздат, 1962. 760 с.
2. Субботин А. И. Сток талых и дождевых вод (по экспериментальным данным). Л.: Гидрометеоиздат, 1966. 377 с.
3. Субботин А. И. Ландшафтно-гидрологические принципы изучения, расчеты и прогноз стока талых и дождевых вод//Метеорология и гидрология. 1967. № 12. С. 50—57.
15
4. Водный баланс СССР и его преобразование. М.: Наука, 1969. 330 с.
5. Водный баланс основных экосистем Центральной лесостепи. М.: Ин-т географии АН СССР, 1974.281 с.
6. Методы исследования водного баланса и картографирования его элементов. М.: Ин-т географии АН СССР, 1973. 220 с.
7. Природные геосистемы Центральной лесостепи Русской равнины. М.: Наука, 1988. 142 с.
8. Природно-антропогенные геосистемы Центральной лесостепи Русской равнины. М.: Наука, 1989. 276 с.
9. Коронкевич Н. И. Водный баланс Русской равнины и его антропогенные изменения. М.: Наука, 1990. 203 с.
10. Fluvial processes in instrumented watersheds. London: Inst, of Brit, geographers, 1974. 157 p.
11. Чернышев E. П., Шику ла H. К. Гидрологические аспекты эрозии почв//Тр. IV Всесоюзного гидрологического съезда. Т. 10. Русловые процессы. Л.: Гидрометеоиздат, 1976. С. 156—164.
12. Эрозия почвы. М.: Колос, 1984. 414 с.
13. Тимофеев Д. А., Чернышев Е. П. Геоморфологические и гидрологические основы борьбы с эрозионными процессами//Методологические аспекты современной конструктивной Географии. М.: Ин-т географии АН СССР, 1985. С. 110^116.
14. Поляков Б. В. Исследование стока взвешенных и донных наносов. Л.: Изд-во ГГИ, 1935. 130 с.
15. Тимофеев Д. А. Элементарные морфологические единицы как объект геоморфологического анализа//Геоморфология. 1984. № 1. С. 19—29.
16. Тимофеев Д. А., Былинская Л. Н., Чернышев Е. П. Взаимодействие русловой и склоновой эрозии//Новое в землеведении. М.: Ин-т географии АН СССР, 1987. С. 94—105.
17. Ларионов Г. А., Чалов Р. С. Эрозионно-аккумулятивные процессы на водосборах и в руслах малых рек: проблемы и природоохранные вопросы//Малые реки Центра Русской равнины, их использование и охрана. М.: Московский филиал Геогр. о-ва, 1988. С. 26—32.
18. Эрозионные процессы. М: Мысль, 1984. 386 с.
19. Глазовская М. А. Геохимические основы типологии и методики исследований природных ландшафтов. М.: Изд-во МГУ, 1964. 229 с.
20. Абатуров А. М. Примеры внутриландшафтных и межландшафтных связей, заслуживающие отражения в природоведческих позициях//Жизнь Земли. М.: Изд-во МГУ, 1970. № 6. С. 45—49.
21. Милъков Ф. Н. Принципы контрастности в ландшафтной географии//Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1977. №6. С. 93—101.
22. Склоновая микрозональность ландшафтов. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1974. 112 с.
23. Вопросы структуры и динамики ландшафтных комплексов. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1977. 193 с.
24. Ермолаев О. П. Пояса эрозии в речном бассейне: Автореф. дис.... канд. геогр. наук. Киев: Киевский гос. ун-т, 1989. 23 с.
25. Ретеюм А. Ю. О геокомплексах с односторонним системообразующим потоком вещества и энергии//Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1971. № 5. С. 57—68.
26. Китаев Л. М. Пространственно-временная структура поверхностного стока и связанных с ним процессов эрозии и аккумуляции в гидрологических системах Центральной лесостепи//Геоморфология. 1990. № 4. С. 83—89.
27. Кожанова Л. С., Тимофеев Д. А., Фирсенкова В. М. Опыт изучения элементарных морфологических единиц//Геоморфология. 1987. № 2. С. 74—81.
28. Фирсенкова В, М. Динамика современных процессов сноса и аккумуляции на Курском опытном полигоне//Геоморфология. 1993. № 3. С. 99—106.
29. Былинская Л. Н. Изменения природы Курской области в XVIII—XX веках в результате хозяйственного освоения//Антропогенная эволюция геосистем и их компонентов. М.: Ин-т географии АН СССР, 1987. С. 121—126.
30. Рожков А. Г., Гайворон Т. Д., Горина М. Д. Влияние эрозионных процессов на малые реки и водоемы Курской области//Изучение и оптимизация использования водных ресурсов Центральной лесостепи. Курск, 1987. С. 24—30.
31. Скоморохов А. И. О возвратно-поступательном развитии флювиального рельефа//Геоморфология. 1990. № 2. С. 12—19.
32. Colver A. Stream head migration: an indicator of runoff processes on chalklands//Catena. 1990. № 4—5. P. 399—408.
33. Чернышев E. П. Смыв почвы и мутность воды в условиях'Клинско-Дмитровской гряды//Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1964. № 3. С. 64—68.
34. Титова 3. А. Наблюдения над перемещением рыхлого материала под действием склонового стока в степном Забайкалье//Региональная геоморфология Сибири и Дальнего Востока. Л.: Наука, 1969. С. 110—129.
35. Переслегина Р. Е. Исследование плоскостного поверхностного сноса в районе юго-западного побережья озера Иссык-Куль//Геоморфология. 1990. № 3. С. 90—98.
36. Агафонов Б. П. Прерывистая денудация//Геология и геофизика. 1982. № 9. С. 119—121.
37. Агафонов Б. П. Экзолитодинамика Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск: Наука, 1990. 176 с.
38. Фирсенкова В. М. Временная изменчивость эрозионных процессов в агросистемах Центральной лесостепи//Временная организованность геосистем. М.: Ин-т географии АН СССР, 1988. С. 152—156.
39. Скоморохов А. И. Флювиальный процесс и динамика балочных систем//Геоморфология. 1991. № 2. С. 16—24.
40. Гайворон Т. Д. Стадии развития овражно-балочных форм и их связь с этапами земледельческого освоения//Геоморфология. 1985. № 4. С. 66—70.
16
41. Тимофеев Д. А. Геоморфологические и палеогеографические аспекты проблемы эрозии почв//Гео-морфология. 1988. № 2. С* 14—28.
Институт географии РАН
Поступила в редакцию
03.09.93
VARIATIONS IN RUNOFF AND EROSION STRUCTURE WITHIN A WATERSHED
D. A. TIMOFEEV, E. P. CHERNYSHEV
Summary
Spatial and temporal characteristics of surficial runoff and resulting erosion-sedimentation pattern have been analysed within watersheds of different order. The runoff varies in structure and intensity depending on microzonality and on the array of elementary morphological units on the slope. Some hydrological characteristics of spring runoff have been measured together with sediment yield from watersheds of different order in the Seim drainage basin (the Kursk region). The data obtained permit to trace variations in the runoff and erosionsedimentation processes from water divide over slopes to the river channel.
УДК 551.4.04:551.468
© 1994 г. Г. И. РЕЙСНЕР, А. К. ПОПОВА, В. П. ЧИЧАГОВ
СОВРЕМЕННАЯ ЭНДОГЕННАЯ ОБСТАНОВКА ВПАДИН ВНУТРЕННИХ И ОКРАИННЫХ МОРЕЙ
Сравнительно недавно был предложен метод комплексной многопризнаковой типизации земной коры [ 1]. На ее основе возможно реализовать новые подходы к решению ряда фундаментальных геотектонических проблем, а также прикладных задач (прогнозирование сейсмической опасности, выявление месторождений углеводородов, определение эндогенной составляющей развития геоморфологических процессов). Среди фундаментальных следует прежде всего упомянуть проблему выявления современных эндогенных режимов и районирования различных тектонических структур, главным образом в пределах континентов [1,2]. Делались и попытки рассмотрения эндогенной обстановки некоторых впадин переходного типа — внутренних морей Средиземноморья, а также окраинных морей западного сектора Тихоокеанского пояса [ 3, 4].
Представляется, что в настоящее время уже возможно проведение специального анализа этих структур с земной корой деструктивного типа, которые ассоциируются обычно с развитием тафрогенных по, В. В. Белоусову, или лабигенных { пелагогенных) процессов, по Я. П. Маловицкому и В. Г. Николаеву [ 5—10].
Для решения поставленной задачи были собраны исходные данные, характеризующие современное строение и состояние земной коры следующих морских впадин и их ближайшего обрамления: — Лигурийской, Тирренской, Адриатической, Черноморской и Каспийской в пределах альпийского пояса Средиземноморья, а также Южно-Китайской в Тихоокеанской переходной зоне. Исходные данные включали четыре признака: плотность теплового потока (Q), мощность земной коры (7), высоту современного рельефа (R) и глубину залегания консолидированного фундамента (7) • К сожалению, мы не располагали сведениями об изостатических аномалиях силы тяжести по части Южно-Китайской впадины, которые обычно принимались во внимание.
17
Таблица 1
Характеристика типов земной коры морских впадин
№№ Тип земной коры Характеристика земной коры Тип режима
Q, мВт/м2 Г, км R, км F, км ДТ, км
1 4 49 40 0 7,2 0 Р—Phi
28 41 37 —0,3 20,2 0 «
30 44 ’ 39 —0,1 15,4 0 «
2 1 53 41 0,2 1,6 0 Р—Ph2
10 ,59 46 0,3 3,4 0
3 33 45 36 —0,1 12,3 1—5 Tl—Phi
4 2 57 34 0,2 1,4 1—5 Tl—Ph2
5 8 39 31 — 1,1 5,8 6—10 Т2—Phi
31 37 32 — 1,3 10,6 6—10 «
6 26 108 31 —0,1 3,8 6—10 Т2—Ph3
• 7 22 217 27 —0,3 2,6 6—10 Т2—Ph4
8 29 31 28 — 1,7 11,9 11—15 ТЗ—Phi
9 6 76 26 —0,2 3,8 11—15 ТЗ—Ph2
5 55 25 —0,4 2,2 11—15 «
11 57 26 —0,2 8,0 11—15 «
10 18 97 22 —2,0 1,9 11—15 ТЗ—РЬЗ
25 114 24 —0,9 2,5 11—15 «
11 16 55 19 — 1,8 3,8 16—20 Т4—Ph2
27 72 20 — 1,1 1,6 16—20 «
12 15 87 19 -2,4 7,1 16—20 Т4—Ph3
19 106 17 — 1,1 1,8 16—20 «
24 85 21 —0,7 5,8 16—20 «
13 13 25 17 — 1,0 3,0 21—25 Т5—Phi
12 25 15 — 1,8 5,2 21—25 «
14 20 77 16 — 1,6 2,2 21—25 Т5—Ph2
15 7 92 12 — 1,9 1,2 21—25 Т5—Ph3
16 17 135 15 — 1,8 15,4 21—25 Т5—Ph4
21 132 13 -2,1 1,1 21—25 «
17 9 52 12 -2,1 1,4 25 Тб—Ph2
14 65 10 — 1,5 1Д 25 «
18 3 74 29 0,4 0,8 11—15 Т301—Ph2
Примечание. Номера в графе 1 даны в соответствии с легендой рис. 1. Аббревиатура типа режима, указанная в графе 8, обозначает: Р — платформенный, О — орогенный, Т — тафрогенный, ТО — тафрогенный, сменивший предшествующий орогенный. Цифра после названия режима означает стадию его проявления. После аббревиатуры режима указана фаза (Ph) ее современного состояния
Объектом комплексного описания являлась элементарная ячейка размером 2О'ХЗО' градусной сетки. Общее их количество по всем впадинам составляло 1975. Типизация, как и в наших ранних работах, проводилась с применением процедуры кластерного анализа. Для интерпретации был избран 5-й шаг процедуры, на котором выделено 40 типов коры. В дальнейшем мы сузили область исследования, рассматривая только 31 тип коры (табл. 1), безусловно относящийся к морским впадинам (1—22, 24—31 и 33).
Информация, заложенная в характеристике типов коры, дает возможность установить их принадлежность к определенному современному эндогенному режиму. Под ним понимается некоторая совокупность свойств земной коры, отражающая характер протекающих в ней процессов и свидетельствующая о тенденции ее эволюции [ 6, 7].
18
Таблица 2
Современные эндогенные режимы впадин внутренних и окраинных морей
Впадина Количество ячеек Тип режима Занимаемая площадь, % Генеральный режим
Черноморская 281 PPhl 13,2 T2Phl
PPh2 2,5
TIPhI 2,8
TIPh2 7,8
T2Phl 18,9
T3Phl 47,7
T3Ph2 7,1
Адриатическая 86 PPhl 59,0 PPhl
PPh2 2,0
TIPhI 29,1
TIPh2 4,7
T2Phl 2,0
T3Ph2 1,2
T301Ph2 1,2
Каспийская 161 PPhl 80,7 PPh2
PPh2 16,8
TIPhI 2,5
Тирренская 74 T2Ph3 5,4 T3Ph3
T3Ph2 43,2
T3Ph3 4,0
T4Ph3 31,1
T301Ph2 16,2
Лигурийская 127 T3Ph2 30,7 T4Ph2
T4Ph2 16,5
T4Ph3 47,2
T302Ph2 5,6
Южно- 1246 TIPh2 5,7 T4Ph2
Китайская T2Ph3 0,5
T2Ph4 1,0
T3Ph2 42,4
T3Ph3 4,0
T4Ph2 7,2
T4Ph3 5,5
T5Phl 1,1
T5Ph2 3,0
T5Ph3 14,0
T5Ph4 1,7
T6Ph2 6,0
T301Ph2 7,1
В целом по всем впадинам 1975 — — T2Ph2
Основополагающими при этом являются три параметра — плотность теплового потока (Q), дефицит мощности земной коры (ДТ) и высота рельефа (R).
Главным признаком проявления тафрогенного режима является наличие в структуре земной коры дефицита ее мощности (ДТ). Как было показано [ 3, 4], для областей с высотой рельефа менее 0,4 км он соответствует разнице между наименьшей, характерной для платформенных территорий мощностью земной коры (около 37 км) и ее реальной величиной. В сфере проявления тафрогенного режима
19
21
Рис. 1. Современные эндогенные режимы морских бассейнов
1 _ р—Phi, 2 — Р—Ph2, 3 — TI—Ph2, 4 — Т2—Phi, 5 — ТЗ—Ph2, 6 — ТЗ—Ph3, 7 — Т4—Ph2, 8 — Т4—Ph3, 9 — Т5—Phi, 10 — Т5—Ph3, 11 — Т5—Ph4, 12 — Тб—Ph2, 13 — ТЗО1—Ph2, 14 — Т401 — Ph2.
Аббревиатура соответствует данным табл. 1 и 2 . Морские впадины: а — Лигурийская (Л), Тирренская (Т), Адриатическая (А); б — Черноморская (Ч), Каспийская (К); в — Южно-Китайская (ЮК)
22
Таблица 3
Пространственное распространение стадий проявления современных эндогенных режимов и фаз их активности в разных морских впадинах
Впадина % площади впадин, занятых фазами состояния эндогенных режимов % площади впадин, характеризующихся проявлением платформенного и разных стадий тафрогенного режимов
Phi Ph2 Ph3 Ph4 Р Т1 Т2 ТЗ Т4 Т5 Т6
Черноморская 82,5 17,5 — — 16 10,7 18,9 54,8 — — —
Адриатическая 90,7 9,3 — — 62 33,7 2,3 2,3 — — —
Каспийская 83,2 16,8 — 98 2,5 — — — — —
Лигурийская — ' 52,8 47,2 — — — — 36,2 63,8 — —
Тирренская — 59,5 40,5 — — — 5,4 63,5 31,1 — —
Южно-Китайская 1,1 72,1 24,1 2,7 — 5,7 1,5 53,5 13,4 19,9 6,0
(Т) в изученной области выделено 6 стадий его развития в зависимости от величины ДТ: Т1 (0 > ДТ 5 км), Т2 (5 км < ДТ 10 км), ТЗ (10 км < ДТ 15 км), Т4 (15 км < ДТ < 20 км), Т5 (20 км < ДТ < 24 км) и Тб (ДТ > 25 км). Избранные градации по величине ДТ достаточно условны, но в целом соответствуют точности определения такого параметра, как мощность земной коры.
В сфере проявления орогенного режима (0) выделено три стадии его развития в зависимости от высоты рельефа: 01 — при условии +0,4 км > R 1,0 км, 02 — при 1,0 км < R 2,5 км, 03 — при R > 2,5 км. Возможно также выделение смешанных режимов, когда ранний орогенный режим определенной стадии сменился тафрогенным. Например, аббревиатура режима Т301 (табл. 1, 2) означает, что орогенный режим первой стадии развития сменился позже тафрогенным третьей стадии.
По величине плотности теплового потока возможно выделение нескольких фаз энергетического потенциала того или иного режима. Пассивная фаза (Phi) характеризуется его значениями Q < 50 мВт/м2 (что соответствует по большей части платформам разного возраста); переходная (Ph2) — 50 мВт/м2 Q < 80 мВт/м2; активными являются две фазы: Ph3 — 80 мВт/м2 < Q 120 мВт/м2 и Ph4 — Q > 120 мВт/м2.
Как было показано ранее [ 3, 4], переходная фаза проявления разных режимов может интерпретироваться по-разному. В рамках платформенного режима затруднительно определить тенденции дальнейшей эволюции: свидетельствует ли повышенный тепловой поток о развитии по линии активизации или будет реализован возврат к спокойному платформенному режиму. В рамках возбужденных режимов (тафрогенного или орогенного) существование переходной фазы однозначно свидетельствует о развитии по нисходящей линии — к спокойному платформенному режиму.
Можно выделить много разновидностей современных эндогенных режимов. Однако основных их классов всего четыре — спокойный платформенный и 3 возбужденных — также платформенных и два с противоположной направленностью воздействия на земную кору: конструктивный (орогенный) и деструктивный (тафрогенный). В данном конкретном случае, когда рассматриваются морские бассейны, выделяются всего 18 таких разновидностей современных эндогенных режимов, указанных в табл. 1. Их пространственное распределение в пределах каждого бассейна показано на рис. 1, сведения о развитии каждого режима внутри данного бассейна — в табл. 2, а о стадиях проявления режимов и фазах их состояния отдельно — в табл. 3.
В пределах изученной части Лигурийской впадины (рис. 1—Л, табл. 2, 3) наибольшим распространением пользуется ражим Т4—Ph3, занимающий центральную область северо-восточного простирания. С северо-запада она обрамлена
23
прерывистой полосой с режимом Т4—Ph2, а еще далее от центра впадины (в том же направлении, а также у Корсики) представлен режим ТЗ—Ph2. Для прибрежных частей Лигурийского бассейна характерен режим Т301—Ph2. В целом же структура этой впадины является односторонне-концентрической: наиболее продвинутые стадии тафрогенного режима осевой части сменяются менее продвинутыми по направлению к периферии. Аналогичным образом обстоит дело и с активностью этих режимов: активные фазы характерны для центральной части, тогда как переходные — для периферических. Если рассматривать Лигурийскую впадину в целом, то генеральным для этой структуры является режим Т4—РЬ2 (четвертая стадия тафрогенного режима в переходной фазе проявления).
Для изученной части Тирренской впадины (рис. 1—Т, табл. 2, 3) представленный в пределах ее центральной зоны режим Т4—Ph3 не является доминирующим, как и для Лигурийской, хотя и широко распространенным. Здесь преобладает другой режим — ТЗ—Ph2, формирующий полосу между центральной частью впадины и Апеннинским полуостровом. В прибрежной части последнего развит, как и по периферии Лигурийского бассейна, режим Т301—Рп2. В целом структура Тирренской впадины представляется зеркальной по отношению к структуре Лигурийской. Так же наиболее продвинутые стадии тафрогенного режима сменяются по периферии менее продвинутыми; в том же направлении убывает и активность этих режимов. Если рассматривать Тирренскую впадину в целом, то генеральным для нее является режим ТЗ—РЬЗ: третья стадия развития тафрогенного режима в активной фазе проявления. Иными словами, имеет место в целом менее интенсивная структурная переработка под воздействием тафрогенного режима, однако активность режима остается высокой, свидетельствуя о сохранении энергетического потенциала бассейна. Подтверждением этого является и существование на дне современных действующих вулканов [ 11].
Адриатическая впадина (рис. 1, табл. 2, 3) характеризуется большим разнообразием эндогенных режимов, среди которых всего два занимают более 88% площади. Один из них — платформенный Р—Phi — является доминирующим, второй — тафрогенный Tl-^Phl. Их пространственное взаимоотношение таково, что второй образует прерывистую осевую зону северо-западного простирания, примыкающую на северо-западе к Апеннинскому полуострову, а на юго-востоке — к Адриатическому побережью Динарид. Первый же обрамляет эту зону, заполняя оставшиеся части впадины в ее юго-западной и северо-восточной частях. Остальные режимы занимают очень небольшие части бассейна и его ближайшего обрамления. Это — различные разновидности тафрогенного режима или тафрогенного, сменившего ранний орогенный. Генеральный режим Адриатической впадины — Р—Phi — платформенный режим в пассивном состоянии.
В пределах Черноморской впадины (рис. 1—ЧК, табл. 2, 3) практически вся центральная часть относится к сфере проявления режима ТЗ—Phi, занимающего около 48% ее площади. По северному, восточному и южному обрамлению впадины в виде узкой, местами прерывистой полосы развит режим Т2—Phi, а по западному — ТЗ—Ph2. Следующее внешнее, относительно узкое и также прерывистое кольцо в пределах Черноморской впадины (оно несколько расширяется в ее северной части) представлено режимом Р—Phi. Во внешней зоне лишь местами (в Азовской впадине и на очень ограниченной площади в южной части Черноморской) развит режим Т1—Ph2. Черноморский бассейн (в отличие от подобных, но изученных лишь частично, Лигурийского или Тирренского) представляет собой полную концентрическую структуру. Наиболее продвинутые стадии проявления тафрогенного режима в ее центральной и западной частях (ТЗ) постепенно сменяются по направлению к периферии менее продвинутыми (Т2), а затем — платформенным режимом (Р). И далее лишь по самой северной периферии отмечается обратный переход от платформенного режима к первой стадии проявления тафрогенного. Что касается активности проявления разных режимов, то практически вся Черноморская впадина характеризуется пассивным состоянием. Лишь в западной и частично в северной периферических ее частях представлены режимы в переходной фазе
24
активности. В целом генеральный режим здесь определяется как Т2—Phi — тафрогенный второй стадии проявления в переходной фазе активности.
Впадина Каспийского моря (рис. 1—К, табл. 2, 3) построена наиболее просто. 90% ее площади занимает режим Р—Phi и лишь в районах, примыкающих к Кара-Богазу на востоке и между Мангышлаком и дельтовой частью Волги в северной части (вдоль 45° с. ш.) развит режим Р—Ph2. Тем не менее генеральный ее режим определяется как Р—Ph2 — платформенный в переходной фазе активности. Этот, казалось бы странный результат тем не менее закономерен. Дело в том, что режим, занимающий наибольшую площадь в пределах акватории, характеризуется плотностью теплового потока, близкой к его верхнему пределу, принятому для разделения между пассивной и переходной фазами состояния.
Впадина Южно-Китайского моря является наибольшей по занимаемой площади (рис. 1—ЮК, табл. 2, 3). В ее пределах не только представлены практически все ранее рассмотренные для Средиземноморских впадин эндогенные режимы, но появляются также и новые. Всего здесь выявлено 13 разновидностей эндогенных режимов.
Восточную осевую часть глубоководной впадины Южно-Китайского моря, имеющую северо-восточное простирание, занимает режим Тб—Ph2. Ареал его распространения ориентирован в целом в субмеридиональном направлении, параллельно острову Лусон и расположен преимущественно в пределах северной и юго-восточной провинции глубоководной впадины. В юго-западном районе осевой глубоководной части представлен режим типа Т5—Ph4. К востоку от него, а также по простиранию осевой части в северо-восточном направлении (в пределах северной и частично юго-восточной провинции глубоководной впадины) развит режим Т5—Ph3. Еще далее к северо-востоку он сменяется режимом Т5—Ph2. И по восточной границе глубоководной впадины в виде прерывистой полосы, параллельной острову Лусон, выявляется зона распространения режима Т5—Phi. В остальных частях акватории по периферии глубоководной впадины развиты режимы двух типов, чаще всего сменяющие друг друга по простиранию — Т4—Ph3 и Т4—Ph2. Первый представлен преимущественно в северо-западной и юго-восточной частях глубоководной впадины, тогда как второй — в юго-восточной.
Внешнюю часть шельфа занимает режим ТЗ—Ph3, имеющий весьма незначительное развитие по юго-западной и юго-восточной его периферии. На большей же его части (как континентальной в северной части акватории, так и островной — в южной и восточной) представлен другой эндогенный режим ТЗ— Ph2, абсолютно доминирующий в пределах Южно-Китайского бассейна. Широкая полоса его распространения обрамляет глубоководную впадину с северо-запада, юго-запада и юго-востока в виде полукольца. Вместе с тем, хотя и на относительно небольших площадях, в пределах шельфа представлены другие стадии и фазы проявления тафрогенного эндогенного режима. Главным образом это Т2—Ph4 (в прилежащей к Индокитайскому полуострову части шельфа Сунда на продолжении оси глубоководной части акватории юго-западного простирания), а также Т4—Ph2, Т4—Ph3, Т5—Phi.
Во внутренней периферической части шельфа (практически в прибрежной его части, а также в пределах островов) узкой и прерывистой полосой представлен эндогенный режим Т301—Ph2. По простиранию этого внешнего кольца Южно-Китайского бассейна он часто сменяется режимом Т1—Ph2. Помимо Тирренской впадины, только в Южно-Китайской известны проявления современного вулканизма [12]. Генеральный режим Южно-Китайской впадины в целом — Т4—Ph2.
Современная эндогенная обстановка в пределах Южно-Китайской акватории представляется закономерно организованной пространственно. За небольшими исключениями генеральная структура представляет собой систему концентрических эллипсов, вытянутых в направлении с юго-запада на северо-восток. Внутренняя часть акватории наиболее глубоко переработана тафрогенными процессами, достигшими здесь стадии проявления Т5—Тб. Ей соответствуют глубоководные впадины Южно-Китайского моря, формирующие ее северную, юго
25
восточную и юго-западную провинции. Следующее кольцо образовано менее переработанной земной корой, фиксирующей стадию Т4. Ей в рельефе соответствует переходная зона между глубоководными провинциями и шельфом. Следующее кольцо образовано наименее сильно переработанной земной корой, отвечающей стадии Т2—ТЗ. Ему в рельефе соответствует геоморфологическая провинция шельфа. Наконец, внешнему кольцу впадины, смежной с ней части континента, а также островам соответствуют либо режим стадии ТЗ, сменивший ранний орогенный той же стадии проявления, либо стадии Т2. Отмеченная совершенная симметрия строения земной коры региона четко фиксируется при движении от центральных частей глубоководной впадины Южно-Китайского моря в любом из четырех направлений: северо-западном, юго-западном, северо-восточном и юго-восточном.
Не менее закономерно и распределение в пространстве различных фаз активности эндогенных режимов. Оно в целом определяется тем, что высокая современная эндогенная активность (фазы Ph3 и Ph4, занимающие 27% площади впадины) характеризует два главных элемента ее структуры. Один из них — юго-западная провинция глубоководной части акватории и юго-западная часть северной, а также смежные с ними внешние участки континентального склона. Второй — внешняя часть шельфа Сунда и примыкающие участки переходной зоны, расположенные юго-западнее по простиранию глубоководной провинции. Эту активную в целом зону концентрически охватывает вторая, в пределах остальной части впадины и смежных участков континента и островов, которая характеризуется переходной (Ph2) фазой активности эндогенных режимов (72% площади впадины). Эндогенные режимы в пассивной (Phi) фазе в пределах Южно-Китайского бассейна, в отличие от всех остальных ранее рассмотренных, практически не представлены.
По всей вероятности основным процессом на большей части акватории был деструктивный (тафрогенез), приведший к образованию морских впадин, ставших затем глубоководными. Последние, как правило, построены практически одинаково, совершенно независимо от своего положения в той или иной системе — Средиземноморской или переходной Тихоокеанской. Действительно, если рассматривать Южно-Китайскую, Лигурийскую, Тирренскую или Черноморскую впадины, то обращает на себя внимание их совершенно одинаковая структурная организация. Центральная часть, в пределах которой деструкция земной коры максимальна, обрамляется концентрически построенными поясами, фиксирующими последовательную смену стадий проявления тафрогенеза по направлению к периферии акватории, во внешнем кольце которой иногда появляются уже и режимы платформенного типа. Различия между отдельными акваториями заключаются лишь в том, какой стадии развития тафрогенный режим достиг в центральной их части, и каков этот режим во внешнем кольце.
Как уже указывалось, наиболее полную картину в этом смысле представляет Южно-Китайская впадина, в центральной части которой выявлены такие стадии развития тафрогенеза, как Тб и Т5 (дефицит мощности земной коры составляет более 20 км). Менее продвинутая стадия проявления этого режима (Т4) формирует в ее структуре следующее концентрическое кольцо. В то же время в пределах Лигурийской и Тирренской впадин эта же стадия Т4 характеризует их центральные части. Следующая стадия того же режима (ТЗ) образует в Южно-Китайской акватории третье от осевой части кольцо, в Лигурийской и Тирренской — второе (причем в Лигурийской — последнее, периферическое), в Черноморской характеризует ее центральную часть, а в Адриатической представлена избирательно на очень небольших площадях. Стадия Т2 тафрогенного режима также развита в Южно-Китайской впадине, где формирует четвертое от осевой части кольцо, в Тирренской — третье (последнее), в Черноморской — второе, а в Адриатической характеризует наибольшую площадь центральной ее части. Стадия Т1 того же режима частично формирует в Южно-Китайской впадине последнее (пятое) периферическое кольцо, в Черноморской — третье, в Адриатической — второе, а в
26
ч
т
ж
А
Л
Л
Ж]
PPM
PPU2
T4Ptf
ТЖ
Т2РМ
Рис. 2. Распределение стадий проявления эндогенных режимов и фаз их активности в пределах морских впадин
Буквенные обозначения см. рис. 1. Данные по всем впадинам приведены на двух нижних гистограммах без буквенных обозначений
Каспийской характеризует небольшие по площади участки (попавшие в пределы изученной области), принадлежащие Южно-Китайской впадине. Наконец, последние внешние кольца в пределах Черноморской (четвертое), Адриатической (третье) и Каспийской (второе) акваторий представляет платформенный режим.
Нетрудно заключить, что все рассмотренные акватории образуют вполне определенный эволюционный ряд развития тафрогенных структур, сформировавшихся на месте ранее существовавших платформенных. Этот ряд выглядит следующим образом: Каспийская впадина (платформенный режим, первая стадия проявления тафрогенного) — Адриатическая и Черноморская (платформенный режим, первая, вторая и третья стадии проявления тафрогенного) — Тирренская (вторая, третья и четвертая стадии проявления тафрогенного режима) — Лигурийская (третья и четвертая стадии проявления тафрогенного режима) — Южно-Китайская (все стадии проявления тафрогенного режима от первой до шестой). Наиболее представительная, но все же не полная часть этого ряда представлена в пределах Южно-Китайской впадины, а остальные его члены, взаимно дополняющие друг друга и достраивающие этот ряд в целом, выявлены в пределах остальных бассейнов. Это заключение достаточно полно иллюстрируется данными рис. 1—3, табл. 2, 3.
Важно отметить, что в результате совместного рассмотрения морских впадин совершенно отчетливо и однозначно выявлены пространственные взаимоотношения и переходы между всеми стадиями проявления тафрогенеза, а также между тафрогенным и платформенным режимами. Сделать это, рассматривая какую-то одну из них отдельно, или неполную их совокупность, вряд ли было бы возможно.
27
Данные рис. 2, в частности, свидетельствуют, что в пределах изученной области представлены все стадии проявления тафрогенного режима, однако доминирующей является одна из них, занимающая около 50% ее суммарной площади. Это стадия ТЗ, в сфере проявления которой дефицит мощности коры составляет от 15 до 20 км. Как было показано ранее, именно она наиболее распространена в пределах таких впадин, как Черноморская, Тирренская и Южно-Китайская. Стадия Т4 занимает наибольшие площади в пределах Лигурийской и Тирренской впадин. Примерно ту же суммарную площадь в акваториях занимает платформенный режим, наиболее представительный в таких впадинах, как Адриатическая и Каспийская. Остальные стадии развития тафрогенного режима развиты на значительно меньших площадях. Стадия Т5 представлена только в Южно-Китайской впадине, Т1 наибольшие площади занимает в Адриатической, Т2 — в Черноморской и Тб — только в Южно-Китайской. Существенно, что во впадинах Средиземноморского типа структурная переработка земной коры процессами тафрогенеза не достигла к настоящему времени стадий Т5 и Тб, представленных исключительно в Южно-Китайском бассейне.
Важной является возможность дальнейших преобразований земной коры (проблема энергетического потенциала отдельных впадин и всей их совокупности). В пределах наиболее крупной Южно-Китайской впадины на 6% площади, занимаемой стадией Т5, представлена фаза Phi; на 15% площади — фаза Ph2; на 71% площади — фаза Ph3 и на 8% площади — фаза Ph4. Отсюда следует, что столь мощная структурная переработка, которой соответствует стадия Т5 с дефицитом мощности земной коры — от 20 до 25 км, может реализовываться только при сильном энергетическом воздействии на уровне фаз РИЗ—Ph4. Если это справедливо, то в случае с режимом Т5—Ph2 имеет место угасание эндогенной активности, в условиях которой серьезные структурные преобразования вряд ли возможны, а в случае с режимом Т5—РЫ энергетические ресурсы для таких преобразований уже полностью исчерпаны. В последнем случае, следовательно, ранний тафрогенный режим перешел в платформенный (при сохранении пока еще тафрогенной структуры), а в первом — в настоящее время реализуется переход к этому платформенному режиму (также при сохранении ранее сформированной тафрогенной структуры). Если рассматривать всю Южно-Китайскую впадину в целом, то выясняется, что только на 27% ее площади (вместо 100% ранее) существуют в настоящее время реальные возможности для дальнейшего развития процессов активного тафрогенеза. Это относится к стадиям Т2 (1,5% площади впадины), Т3(4% площади), Т4(5,5%) иТ5( 15,7%).
По другим впадинам соответствующие цифры таковы. В пределах Черноморской, Каспийской и Адриатической активные фазы проявления эндогенных режимов отсутствуют. В пределах Тирренской они представлены на 14% площади (в сфере проявления стадий Т2, частично ТЗ и Т4), а Лигурийской — на 47% площади (только в месте распространения стадии Т4). Иными словами, в пределах последних двух акваторий более половины их площади к настоящему времени выбыло из сферы активного проявления эндогенных процессов. Если же рассматривать всю совокупность изученных впадин, то соответствующая цифра составит более 80%. Этот факт однозначно свидетельствует о том, что эндогенная активность в пределах морских бассейнов обеих систем (как Средиземноморской, так и Тихоокеанской) в настоящее время находится в стадии угасания.
Эту же картину иллюстрирует и граф, характеризующий взаимное расположение всей совокупности индивидуальных эндогенных режимов, существующих в настоящее время в рассматриваемом ансамбле (рис. 3). Он имеет пропуски, что обусловлено конкретными природными условиями. Тем не менее в системе эндогенных режимов отмечается вполне закономерный переход от активного состояния к платформенному независимо от того, какая стадия тафрогенных преобразований была ранее достигнута. Об этом свидетельствует наличие режимов Т1— Phi, Т2—Phi, ТЗ—РЫ и Т5—Phi, а также Т1—Ph2, ТЗ—Ph2, Т4—Ph2, Т5—Ph2 и Тб—Ph2.
28
TMf-Pht ------JpWMuJ----------T3U-PhS----------Т301-РЫ-------- 01-PM
Р-РЫ-- p-p/,3-J
—tT'ypj— T1'ph3 — Tt~PM-------
l^zj— 25 ——&">]
\T3-Ph1^--р7-/%Л-|Л/^Г|---ТЗ-РМ
1— — — —J — —
T4-PM ------------------**
—lZ<2^j—2*E^<I—
тв-phf —2^£i—п"пз —T6'ph4
Puc. 3. Граф взаимоотношений современных платформенных и тафрогенных эндогенных режимов
1 — эндогенные режимы во впадинах рассмотренных морей, 2 — генеральные эндогенные режимы морских впадин. Буквенные обозначения см. рис. 1 и, 2. Аббревиатура режимов соответствует указанной в табл. 1 и 2
Уже отмечалось ранее, что каждая впадина в целом может характеризоваться своим генеральным обобщенным современным эндогенным режимом (см. табл. 3), который также указан на графе (рис. 3). В соответствии с ним образуется некоторый генетический ряд, не все члены которого опять-таки существуют в изученной области. Тем не менее возможно представить схему эволюции платформенных и тафрогенных эндогенных режимов следующим рядом.
1. Платформенный режим в фазах активности Phi—Ph2 (Адриатическая и Каспийская впадины, соответственно).
2. Платформенный режим в фазах активности РИЗ—Ph4 без структурных преобразований земной коры (в изученной области отсутствует).
3. Тафрогенный режим в фазах Ph3—Ph4, в рамках которого реализуются последовательные во времени структурные преобразования земной коры от стадии Т1 до стадии Тб (Тирренская впадина в стадии ТЗ, остальные отсутствуют).
4. Тафрогенный режим в переходной фазе Ph2, в рамках которого сохраняются достигнутые ранее структурные преобразования земной коры на уровне стадий Т1—Тб (Лигурийская и Южно-Китайская впадины в стадии Т4, остальные отсутствуют).
5. Платформенный режим в пассивной фазе Ph2, в рамках которого также сохраняются достигнутые ранее структурные преобразования земной коры на уровне стадий Т1—Тб (Черноморская впадина в стадии Т2, остальные отсутствуют).
Эти данные также иллюстрируют сделанный ранее вывод об угасании эндогенной активности всей области в целом.
♦ ♦ ♦
Проблема происхождения и механизма образования глубоководных впадин внутренних и окраинных морей является дискуссионной. В настоящее время большинство исследователей — сторонников теорий глобальной тектоники плит — связывают формирование многих из них с процессами спрединга. Другие
29
исследователи считают вертикальные движения ведущим процессом развития таких впадин, связывая с ними крупные обрушения.
Авторы являются сторонниками второй концепции. Действительно, в пределах большинства рассмотренных глубоководных бассейнов, характеризующихся утоненной земной корой, присутствует складчатый фундамент, платформенный чехол или орогенный комплекс, на котором располагаются глубоководные серии осадков. По данным В. Г. Николаева это имеет место в пределах Черноморского, Алжиро-Прованского, Южно-Каспийского, Альборанского и Тирренского бассейнов, т. е. практически во всех рассмотренных ранее впадинах Средиземноморья [ 10]. Что касается Южно-Китайской впадины, то также существует предположение, что она сформировалась на земной коре континентального типа [ 13], хотя оно и разделяется не всеми исследователями. Представляется, что новообразование утоненной земной коры этих котловин связано не с растяжением толстой земной коры платформенного или орогенного типа, а с ее глубокой внутренней переработкой и обрушением.
Все глубоководные впадины имеют изометричную или овально-изометричную форму в отличие от линейной, свойственной типичным структурам растяжения, например, рифтовым. Эти структуры, как было показано, организованы концентрически, что легко объяснимо с позиций дифференцированных обрушений над глубинным диапиром изометричной формы. Подобную организацию структуры глубоководных впадин трудно интерпретировать с позиций горизонтального растяжения земной коры, поскольку оно должно в этом случае реализовываться одновременно центробежно во всех направлениях сразу.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Рейснер Г. И., Рейснер М. Г. Современные эндогенные режимы. М.: 1986, 146 с. Деп. в ВИНИТИ, № 5105 — в 86.
2. Рейснер Г. И. Неотектонические движения, современные эндогенные режимы и рельеф Кавказского и Карпатского регионов//Геоморфология. 1987. № 3. С. 3—15.
3. Рейснер Г. И., Чичагов В. П. Современные эндогенные режимы Юго-Восточной Азии (на примере Вьетнама) //Геоморфология. 1991. № 1. С. 15—29.
4. Рейснер Г. И., Чичагов В. П. Современные эндогенные режимы Южно-Китайского моря//Доклады Российской Академии наук. 1992. Т. 323. № 4. С. 657—663.
5. Белоусов В. В. Эндогенные режимы материков. М.: Недра, 1972. 232 с.
6. Белоусов В. В. Основы геотектоники. М.: Недра, 1989. 382 с.
7. Белоусов В. В. Тектоносфера Земли: взаимодействие верхней мантии и коры. М.: Междувед. Геофизич. Комитет, 1991. 69 с.
8. Белоусов В. В., Павленкова Н. И. Взаимодействие земной коры и верхней мантии//Геотектоника. 1986. № 6. С. 8—20.
9. Маловицкий Я. П. Тектоника дна Средиземного моря. М.: Наука, 1978. 96 с.
10. Николаев В. Г. Паннонский бассейн. Строение осадочного чехла и развитие. Труды ГИН АН СССР. Вып. 406. 1986. М.: Наука, 101 с.
11. Сборщиков И. М., Альмухамедов А. И. Подводные вулканы Тирренского моря — свидетели раскрытия задугового бассейна//Изв. РАН. Серия геологическая. 1992. № 1. С. 66—77.
12. Надежный А. М. Основные черты строения вулканической зоны в районе о-ва Ку Лао Ре (Южно-Китайское море) по данным непрерывного сейсмопрофилирования//Вулканология и сейсмология. 1986. № 5. С. 92—96.
13. Кайнозойская эволюция земной коры и тектогенез Юго-Восточной Азии. М.: Наука, 1989. 256 с.
Институт физики Земли им. О. Ю. Шмидта РАН, Поступила в редакцию
Институт географии РАН 12.10.93
30
RECENT EDOGENIC SITUATION IN THE BASINS OF INTERIOR AND MARGINAL SEAS
G. L REISNER, A. K. POPOVA, V. P. CHICHAGOV
Summary
Basins of the Ligurian, Adriatic, Black, Caspian and South China seas have been subdivided into regions according to their recent engogenic regimes, stages of evolution and phases of activity; the subdivision was based on the earthcrust typization by four characteristics (heat flow density, the crust thickness, present-day elevations and depth of consolidated basement). Spatial interrelations between taphrogenic and platformian regimes are elucidated, as well as various stages of the taphrogenic regime. The authors conclude that the sea basins under consideration form an evolutionary genetic sequence of structures resulted from large tectonic collapse of continental crust; at present the endogenic activities decrease.
УДК 551.435.13
© 1994 г. P. С. ЧАЛОВ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЯВЛЕНИЯ ГОРИЗОНТАЛЬНЫХ РУСЛОВЫХ ДЕФОРМАЦИЙ НА РЕКАХ
Русловые процессы как совокупность явлений, связанных с взаимодействием водного потока и русла реки, обусловливают возникновение и развитие различных форм русла и форм руслового рельефа. С этой точки зрения они имеют «своей первопричиной гидрологические факторы и в своем конечном проявлении... геоморфологический характер» [1]. ’Вместе с тем формы рельефа, созданные речными потоками, являясь производной русловых процессов, оказывают обратное воздействие на поток, «становятся важным фактором русловых процессов, поскольку... в значительной мере определяют гидравлические особенности потока» [2]; Н. И. Маккавеев в связи с этим указывал, что «русловые формы относительно устойчивы и, следовательно, типичны, если они возбуждают процессы, способствующие их возобновлению» [3, с. 12]. Это же относится и к формам руслового рельефа, отражающим транспорт потоком донных (влекомых) наносов — гряд.
Формы проявления эрозионно-аккумулятивной деятельности постоянных водных потоков — многочисленны и разнообразны. Различные условия формирования рек определяют неодинаковый характер взаимодействия речных потоков с грунтами, слагающими их берега и ложе. Слабая устойчивость горных пород по отношению к размыву, широкое распространение лёссовидных или песчаных отложений разного генезиса обусловливают преимущественное развитие горизонтальных русловых деформаций (боковой эрозии) и образование широкопойменных долин, в пределах которых непрерывно блуждают речные русла. Последние зависят от структуры потоков (полей скоростей, циркуляционных течений и т. д.) и их гидравлических характеристик, количества и крупности перемещаемых потоками руслообразующих наносов. В подобных свободных условиях развития русловых деформаций поток, по выражению М. А. Великанова [4], управляет руслом. Горизонтальные смещения русел наблюдаются при этом практически постоянно, а интенсивность их колеблется от нескольких сантиметров до нескольких сотен метров в год, увеличиваясь в общем в абсолютном выражении от малых рек к большим.
В областях'распространения пород, устойчивых к размыву, поток, обладающий даже значительной энергией, иногда полностью управляется руслом, формы которого предопределяются геологической структурой, трещиноватостью, первичным рельефом и т. д. Особенно отчетливо это проявляется при врезании рек в
31
скальные, кристаллические породы, где интенсивность горизонтальных деформаций настолько мала, что их морфологический эффект заметен только в геологическом масштабе времени. В пластичных горных породах под действием потока заданные формы русла трансформируются и по своему рисунку (очертанию в плане) оказываются сходными с формами русел, развивающихся в широкопойменных долинах. Однако они отличаются большими размерами (благодаря тому, что в узкой долине величина удельного руслоформирующего расхода воды больше), малой шириной или отсутствием поймы и частичным или полным совпадением в плане формы долины и формы русла. В подобных ограниченных условиях развития русловых деформаций преобладает врезание (глубинная эрозия) как один из видов вертикальных деформаций русел — смещений их в результате направленного понижения отметок дна при относительной стабильности берегов; создаваемые здесь формы русла называются врезанными.
Таким образом, геолого-геоморфологические факторы русловых процессов обусловливают существование и развитие двух основных типов речных русел — широкопойменных и врезанных, различающихся не только по своей морфологии, но и по преобладающему виду русловых деформаций — горизонтальных или вертикальных (боковой или глубинной эрозии). Широкопойменные русла наиболее характерны для низменных равнин, хотя могут встречаться в пределах внутригорных котловин и впадин, на дне троговых долин в горах и т. д. Врезанные русла преобладают там, где реки расчленяют возвышенности, плоскогорья и плато, а также в горных районах.
Наряду с этим в горах реки существенно различаются друг от друга в зависимости от продольного уклона по характеру рельефа русла, в том числе по формам транспорта галечно-валунного аллювия [5]. В верховьях рек, на участках с большими уклонами (как правило, свыше 25%о) преобладают порожисто-водопадные русла, в которых перемещение наносов осуществляется отдельными частицами при значительном участии тангенциальных сил. Рельеф порожисто-водопадных русел связан с формами коренного ложа, которое зачастую лишено аллювиального покрова, либо представлен беспорядочными скоплениями валунов, образующих ступенчатость продольного профиля. Во многих случаях морфологический облик русел определяется селевой деятельностью, и русло реки формируется среди селевых отложений.
При меньших уклонах горных рек (в интервале Д5—25%о — для рек с площадью бассейна 100—1000 км2 и 3—5%о для рек с площадью бассейна > 100 км2) ложе их покрывается галечно-валунным аллювиальным чехлом с хорошо выраженной отмосткой из наиболее крупных частиц. При этом происходит массовое сплошное движение наносов слоем без образования грядовых форм руслового рельефа; изменение глубин вдоль реки незначительно и определяется размерами валунов. Перемещение аллювия и переформирование русла осуществляются только во время паводков, когда разрушается отмостка и поток вступает во взаимодействие с разнородным по составу и плохо сортированным аллювиальном материалом.
В низовьях горных рек, на участках с относительно малыми для них уклонами (обычно близ выхода рек из гор) русла горных рек характеризуются развитыми аллювиальными формами рельефа, обусловливающими чередование мелководных перекатов, образующихся в местах снижения транспортирующей способности потока. В отличие от равнинных перекаты горных рек имеют более крутой напорный и более пологий низовой склоны. Вместе с тем они являются относительно стабильными образованиями, в пределах которых во время паводков переотлагается слагающий их аллювий, т. е. они являются своеобразными «перевалочными пунктами» для перемещаемых потоком крупнообломочных наносов. Таким образом, само перемещение происходит слоем [6], однако пространственно оно осуществляется импульсами через формирование гряд.'
32
Изменения относительной ширины дна долины Вд/Вр '
Вид русловых деформаций Средние значения Дц/Вр
Меандрирование (До стадии образования петлеобразных излучин) Меандрирование (до стадии образования сегментных излучин) Разветвление на рукава (с меандрированием рукавов) Разветвление на рукава (без их меандрирования) Прямолинейное неразветвленное русло 24,0 20,3 12,1 6,8 ~ 1
Примечание. Вд — ширина дна долины, Вр — ширина русла на реках с различными видами горизонтальных русловых деформаций [ 7].
Горизонтальные деформации равнинных широкопойменных рек, связанные с образованием меандрирующих, разветвленных на рукава и относительно прямолинейных, неразветвленных русел, носят периодический или направленный характер. Первый определяется постепенным искривлением излучин русла и последующим их спрямлением, попеременным развитием одних и отмиранием других рукавов, чередующимися во времени размывами берегов и их нарастанием в зонах аккумуляции наносов в прямолинейных руслах. Такие переформирования совершаются в пределах определенного пояса блуждания русла (меандрирования, разветвления или периодических смещений прямолинейного русла), определяя ширину дна долины. Последняя поэтому зависит от вида горизонтальных деформаций: наибольшая у меандрирующих рек и наименьшая у рек с прямолинейным руслом, она изменяется вместе с тем в соответствии с характером развития излучин или рукавов (таблица).
В отличие от периодических, обусловленных развитием форм русла, направленные горизонтальные деформации приводят к общему смещению русла в сторону одного из берегов и постепенному расширению дна долины, которое оказывается больше (иногда в несколько раз) ширины пояса блуждания русла. Такие направленные деформации связаны обычно с проявлением закона Бэра, с тектоническими перекосами земной поверхности, с воздействием ветра, приводящего к возникновению поперечного уклона водной поверхности и способствующего тем самым возбуждению в потоке циркуляционных течений; в других случаях в межень ветер развевает пески прирусловых отмелей и переносит их в сторону наветренного берега, вызывая обмеление возле него русла [8]. Также фактором, способствующим направленному смещению русла (особенно прямолинейного, в меньшей степени — разветвленного и опосред-стенно-меандрирующего), является расположение русла возле коренного берега, сложенного трудноразмываемыми породами. Во время половодья создается односторонний перекос уровня воды в сторону затопленной поймы; возникающие благодаря ему циркуляционные течения обусловливают поперечное перемещение наносов и вызывают соответствующие углубления части русла возле коренного берега и обмеление возле пойменного [ 9].
Образование того или иного типа русла связано с развитием крупных грядовых аллювиальных форм рельефа в первоначально прямолинейном русле, соизмеримых с его глубиной и шириной — побочней или осередков. Побочни вызывают искривление потока, размыв противоположного берега и формирование изгиба, дальнейшее развитие которого в виде излучины русла определяется специфическим скоростным полем потока и циркуляционными течениями, обусловленными влиянием центробежных сил. На начальных этапах у пологой сегментной излучины преобладает продольное (т. е. вдоль долины) смещение; по мере искривления русла и усиления поперечной циркуляции в потоке происходит рост отмели у выпуклого берега излучины, начинает преобладать поперечное перемещение, а ее форма становится пет-
2 Геоморфология, № 1
33
леобразной или синусоидальной, пальцеобразной (в зависимости от местных литологических условий).
Н. И. Маккавеев [2] показал, что оптимальные (гидравлически выгодные) условия их развития возрастают до тех пор, пока не будет достигнуто соотношение Z= 1,6L, здесь I — длина русла на излучине, L — ее шаг. На этом этапе происходит рост как продольных, так и поперечных скоростей смещения излучин и соответственно размывов берегов, после чего либо они спрямляются, превращаясь в прорванные излучины (при большой глубине затопления поймы и концентрации потока в тыловой пониженной части шпоры излучины), либо их деформации затухают, и они очень медленно трансформируются в одну из форм крутых излучин. При этом синусоидальные (пальцеобразные) излучины свойственны рекам с суглинистой или глинистой поймой, когда условия размыва пойменных яров возникают только в вершине излучин, и последняя вытягивается поперек дна долины [ 10]. При этом по достижении некоторых пределов развития излучин (обычно когда в вершине г С 2В, где г — радиус кривизны, В — ширина русла) стабилизируется извилистая форма русла.
Среди песчаных и супесчаных пойм наряду с постоянным перемещением на крыльях излучины образуются вторичные изгибы русла, вследствие чего происходит встречный размыв берегов вплоть до спрямления русла.
Формирование разветвленного русла связано с закреплением растительностью осередков и превращением их в острова. Возле них в разделяющемся на две ветви потоке также возникают специфические для данной формы русла скоростное поле и система циркуляционных течений. Условиями для появления осередков являются малая устойчивость русла или хорошо выраженная неравномерность стока, обусловливающие блуждание стрежня потока и отторжение, отмелей от берегов; большая ширина русла, при которой в потоке возникает несколько динамических осей, разделенных зонами аккумуляции наносов, или формируются крупные гряды с шириной по гребню, в несколько раз превышающей ширину русла; аккумуляция транспортируемых потоком наносов при повышенном их стоке (большем, чем транспортирующая способность потока) и т. д.
Эти же факторы определяют разнообразие разветвленных русел, среди которых выделяются одиночные, простые и сложные сопряженные, параллельные, многорукавные и односторонние, различающиеся по степени взаимосвязанности переформирований в отдельных узлах, числу островов, составляющих узел разветвления, количеству рукавов, между которыми распределяется расход воды, и другим морфологическим и динамическим признакам.
Прямолинейные русла в широкопоймеяных долинах сравнительно редки; их образованию благоприятствуют малый сток руслообразующих наносов (аллювиальные грядовые формы рельефа слабо развиты и, следовательно, отсутствует основа для искривления или разветвления русла), наличие коренного берега или большая скорость смещения побочней и осередков, не успевающих закрепиться растительностью и превратиться в береговой массив поймы или остров. Наоборот, в районах ограниченного развития русловых деформаций, особенно при врезании в скальные породы, прямолинейные русла образуют значительные по протяженности участки рек. Они, как правило, приурочены к разломам, зонам трещиноватости и другим линейным нарушениям.
Структурно-литологическая предопределенность сказывается и в формировании врезанных излучин. Среди них преобладают макроизлучины [10], размеры которых (радиус кривизны, шаг) намного превышают характерные для свободно меандрирующих рек; поперечный профиль русла при этом такой же, как и на прямолинейных участках, что отражает отсутствие циркуляционных течений, возникающих, если длина излучин не превышает 5—10-кратной ширины русла. Макроизлучины отличаются, будучи не связанными с водностью потока, большим разнообразием размеров, формы и закономерностей развития.
34
На их фоне могут возникать собственно врезанные излучины, которые представляют собой формы русла, наследуемые от свободных излучин, сформировавшиеся до начала врезания реки в трудноразмываемые породы. Такие унаследованные врезанные излучины — преобладающая форма русла в областях распространения пластичных пород — глин, суглинков, мергелей. Устойчивость их к размыву способствует тому, что время, требующееся для смещения излучины вниз по течению на расстояние шага или для ее спрямления^ существенно больше, чем время, необходимое для превращения поймы в надпойменную террасу в процессе врезания. При этом размеры врезанных излучин несколько больше, чем у свободных излучин такой же по водности реки. Это объясняется тем, что современные очертания врезанных излучин отражают период повышенной водности реки за весь период ее развития. Кроме того, для врезанных русел величина удельного (отнесенного к единице ширины русла) руслоформирующего расхода половодья больше, чем для широкопойменных рек.
Разветвленное русло на врезанных реках образуется только при определенных условиях, так как сам процесс глубинной эрозии предполагает отмирание относительно маловодных рукавов и причленение островов к берегам. «Рукавное» врезание рек происходит при малом стоке руслообразующих-наносов, в условиях их дефицита и непосредственного контакта потока с коренным ложем. Сами узлы разветвления (осередки, острова), представляя собой аккумулятивные образования, приурочены либо к местным расширениям русла при пересечении ими разломов, зон трещиноватости и т. д.— формируются как внутренние бары [2], либо к выступам на дне скального основания, ниже которого возникают условия для накопления аллювия. Как правило, это сравнительно простые по морфологии узлы разветвления; составляющие их острова часто представлены надпойменными террасами. Пойменные острова, составляющие сложные узлы разветвления врезанных русел, обычно образуются в устьях притоков, выносящих большое количество наносов, более крупных, чем транспортируется главной рекой.
Наиболее динамичными формами руслового рельефа являются разнообразные по размерам гряды, которые возникают из перемещаемого потоком аллювиального материала под влиянием турбулентных вихрей. Благодаря им осуществляется транспорт руслообразующих наносов. На равнинных реках с песчаным аллювием подобные аккумулятивные формы рельефа создают сложную иерархию гряд [11—13]. Самые крупные из них (макроформы) соизмеримы с шириной и глубиной русла — побочни, осередки, перекаты, косы, ленточные гряды и т. д. На их верховых пологих склонах возникают мезоформы, придающие своеобразную гофрированность поверхности; их размеры малы по сравнению с размерами русла. К самым мелким грядам относятся микро-и нано-(.ультрамикро-) формы руслового рельефа, измеряющиеся даже на больших реках первыми сантиметрами в высоту и одним-двумя десятками сантиметров в длину и ширину. На малых реках и водотоках самых низких порядков иерархия гряд сокращается вплоть до развития только соизмеримых с их размерами макроформ. То же наблюдается на реках с галечно-валунным аллювием, в руслах которых формируются только перекаты, побочни, осередки.
Скорость смещения микроформ колеблется в широких пределах (от нескольких метров до сотен метров в год) в зависимости от формы русла, крупности аллювия, размеров самих гряд, скорости потока. Чем крупнее гряды, тем медленнее они перемещаются. Поэтому мелкие гряды перемещаются по поверхности более крупных (скорость их измеряется в метрах в сутки) и достигают их гребня, что обусловливает порционное поступление наносов в подвалье — крутой низовой склон гряды. Последнему также благоприятствует повышенная пульсация скорости потока на гребне гряды, вследствие чего количество и крупность частиц, одновременно поступающих в подвалье, постоянно меняются. Задерживаясь в подвалье под влиянием вихря в потоке
2*
35
с горизонтальной осью — вальца, образующегося при резком увеличении здесь глубины, наносы формируют косую слоистость.
Косая слоистость плохо выражена у галечно-валунных русел, а также отсутствует у самых малых по размерам гряд — микро- и наноформ. В первом случае это связано с отсутствием грядовых мезо- и микроформ; кроме того, отдельные валуны и гальки, попадая в подвалье, из-за своего большого веса не могут задержаться на нем под действием восходящих токов вихревого вальца. В подвалье песчаных микро- и наноформ, а также в малых водотоках, где абсолютные размеры макроформ соизмеримы с таковыми у микроформ больших рек, вихревой валец не возникает, и частицы наносов, поступающие в подвалье, равномерно укладываются на нем, в понижении между соседними грядами и в начале верхового склона расположенной ниже гряды. При развитии таких гряд в потоке возникает волнистая, линзовидная слоистость.
Во время половодья в русле образуются макроформы грядового рельефа, которые только в периферических частях осложняются мезо- и микроформами. При уменьшении расхода воды гряды переформировываются, приспосабливаясь к новым условиям течения потока (меньшим скоростям, глубинам и т. д.), и на поверхности ранее сформировавшихся крупных гряд появляются более мелкие, отвечающие новым характеристикам потока. Степень сохранности первичных форм грядового рельефа зависит от гидрологического режима реки, поскольку их трансформация требует некоторого времени. При быстром спаде половодья (реки Русской равнины) гряды в основном не успевают приспособиться к новым условиям, обсыхают и при закреплении прирусловых отмелей растительностью образуют впоследствии в разрезах поймы косую слоистость, обычно рассматриваемую как главный признак русловой фации аллювия [14]. При медленном понижении уровней (реки Западной и Восточной Сибири) грядовое движение наносов в конечном счете сводится к перемещению микро- и наноформ, которые покрывают обсыхающие в межень отмели своеобразной «чешуей» мелких гряд. На таких реках косая слоистость, как правило, не образуется, а характерной текстурой русловой фации аллювия является волнистая, линзовидная слоистость. Также не возникает косая слоистость на реках, где аллювий представлен очень мелкими (тонкозернистыми или илистыми) песками и илами (Амударья, Нижний Терек, устья рек). Здесь это связано с большой разницей между скоростями потока Кср и неразмывающими скоростями Ун как критерия начала смещения частиц. Известно [15], что при Иср >> 2,5 VH гряды не образуются, а наносы перемещаются слоем (так называемая гладкая фаза движения наносов).
В результате горизонтальных русловых деформаций происходит формирование поймы — покрытой растительностью и периодически затопляемой части дна речной долины. При врезании реки пойма постепенно выходит из-под уровня высоких вод и превращается в надпойменную террасу. Наиболее широкие поймы свойственны областям свободного развития русловых деформаций, где их ширина на крупных реках может достигать десятков километров. Врезание рек при прочих равных условиях способствует сужению поймы; в областях ограниченного развития русловых деформаций поймы очень узкие (не превышают ширины русла), а иногда вообще отсутствуют. Особенно слабо развита пойма на горных реках; значительные ее массивы встречаются только во внутригорных котловинах.
Основу для формирования поймы составляют аккумулятивные скопления нацосов в русле — макроформы грядового рельефа, повышенные (пригребневые) части которых обсыхают в межень и закрепляются растительностью. Условием для превращения прирусловой отмели в первичный участок поймы является небольшая ее подвижность, когда время перемещения гряды на всю свою длину меньше времени, необходимого для образования сплошных зарослей кустарника. Последний создает повышенную шероховатость ложа потока при затоплении отмели, что приводит к изменению гидравлических характеристик,
36
аккумуляции взвешенных (транзитных) наносов и образованию пойменной фации аллювия. На реках с малыми скоростями течения в межень в периферических частях русла, где возникают застойные зоны и развивается водная растительность, происходит закрепление отмелей ниже уровня воды в реке. В этом случае контакт пойменной и русловой фаций опущен под урез меженного русла. Наиболее благоприятные условия для этого создаются на малых реках, чему способствует их заиление и зарастание.
Образование поймы обусловливает прекращение перемещения потоком части наносов, вошедших в состав слагающей ее толщи аллювия. Однако в процессе деформаций пойма в определенных местах подмывается рекой. Общий объем наносов, попадающих ежегодно в русло в результате размыва берегов, в несколько раз превосходит объем стока наносов на реке. Эти наносы аккумулируются на ближайших перекатах или у выпуклых берегов излучин, в узлах разделения русла на рукава и т. д., обеспечивая образование здесь новых участков поймы. Пойменный аллювий при размыве берегов пополняет сток взвешенных наносов. В то же время затопление поймы в половодье сопровождается аккумуляцией на ее поверхности взвешенных наносов. Таким образом, процесс поймообразования сопровождается постоянным обменом материала между поймой и руслом, а баланс наносов, перемещаемых потоком, остается практически неизменным.
В процессе направленных горизонтальных деформаций русло реки может достаточно далеко отойти от той или иной части поймы. Вследствие этого связь между ними осуществляется только при затоплении поймы, причем сюда попадают уже осветленные воды, и величина аккумуляции взвешенных наносов на большом удалении от русла оказывается исчезающе малой. В результате значительная доля наносов, участвующих в строении поймы, выходит из транзита, нарушая многолетний или вековой баланс наносов и способствуя медленному врезанию реки и превращению поймы в надпойменную террасу.
На меандрирующих (извилистых) реках пойма развивается благодаря образованию и зарастанию отмели у выпуклого берега [5, 7]. В начальный период, когда излучина пологая и у нее преобладает продольное перемещение, отмель (гряда) располагается в нижнем ее крыле. По мере искривления русла и перехода к преимущественно поперечному смещению излучины отмель распространяется на весь выпуклый берег. При этом гребень и подвалье гряды, составляющей отмель (или гребни и подвалья системы гряд), вытянуты вдоль линии выпуклого берега, образуя короткие прямые отрезки у пологих сегментных излучин и длинные серповидно-изогнутые у крутых петлеобразных. Последовательное формирование гряд на отмели у выпуклого берега приводит к образованию типичного для меандрирующих рек гривистого рельефа поймы. При спрямлении излучины система грив и ложбин, постепенно искривляясь от тыловой части участка поймы, ограниченного крыльями бывшей излучины, завершается широкой плоскодонной изогнутой в плане ложбиной или озе-ром-староречьем. При этом благодаря усилению неравенства поля скоростей и циркуляционных течений на излучине при увеличении ее кривизны высота отмелей у выпуклого берега растет. В результате тыловые части участка поймы (его часто называют сегментом, а саму пойму — сегментно-гривистой) оказываются пониженными, а приуроченные к вершине излучины — высокими. Вследствие этого при затоплении поймы полые воды концентрируются в пониженной тыловой части сегмента, вдоль которой создаются благоприятные условия для спрямления излучины.
Если сток руслообразующих наносов на реке сравнительно невелик и макроформы грядового рельефа не образуются, отмели у выпуклых берегов формируются за счет причленения к ним мелких гряд, часто — микро- и наноформ. В таких условиях рельеф поймы будет ровным, но отметки ее также будут увеличиваться от тыловой части сегмента к вершине излучины.
37
Образующиеся при спрямлении излучин старицы не заполняются полностью наносами и сохраняются в виде крутоизогнутых старичных озер, создающих основной облик рельефа поймы. Такая пойма называется озерно-старичной.
На реках, разветвленных на рукава, основу формирования поймы составляют зарастающие осередки. Развивающиеся из них элементарные острова, объединяясь между собой или причленяясь к берегам, имеют каплевидную или веретенообразную форму с характерным соотношением длины L и ширины S : L/S ж 3—4, что отвечает наиболее благоприятным гидравлическим условиям обтекания потоком острова [ 16]. Каплевидна^ форма островов возникает при размыве оголовка и смещении его вниз по течению за счет образования косы в ухвостье. Веретенообразная форма свойственна регрессивно смещающимся островам, у них отмель формируется возле оголовка. Протоки между элементарными островами заполняются наносами, превращаются в широкие ложбины. В результате развивается ложбинно-островная пойма. В том случае, если протоки полностью не отмирают, пойма называется проточноостровной.
Наряду с этими основными типами пойм нередко встречаются различные их модификации, связанные, например, с меандрированием рукавов или развитием островов на излучинах. В прямолинейных неразветвленных руслах формируются параллельно-гривистые поймы, особенно при направленном смещении русла в сторону одного из берегов, и т. д.
В условиях ограниченного развития русловых деформаций при развитии в русле крупных гряд-макроформ формируются изогнуто-гравистые поймы на врезанных излучинах, изогнуто-островные поймы при образовании у выпуклых берегов осередков, прямолинейно-гривистые поймы в прямолинейных врезанных руслах [7]. Своеобразной разновидностью пойм врезанных русел являются бичевниковые поймы, образующиеся благодаря аккумуляции наносов при зарастании пологонаклонных площадок у подножия крутых коренных склонов и террас-бичевников.
Первичный пойменный рельеф, возникающий при зарастании отмелей и в ходе горизонтальных русловых деформаций, нивелируется в результате аккумулятивной деятельности затопляющих пойму вод. Наибольшее отложение наносов происходит в прирусловой части поймы в местах перелива потока из русла в пойму. Здесь образуются мощные скопления мелкого песка, различные набросы, языки, наложенные прирусловые валы. В результате верховые части поймы (со стороны верхних крыльев излучин, оголовков островов и т. д.) быстро растут в высоту, поверхность их выравнивается; в то же время низовые части пойменных массивов, там, где воды сливаются из поймы в русло, оказываются пониженными, а первичный рельеф поймы сохраняется хорошо. В общем случае и с определенной долей условности выделяют прирусловые (верховые), центральные и тыловые (нйзовые) части поймы (или пойменных массивов), различающихся по интенсивности аккумуляции наносов при их затоплении, степени сохранности первичного пойменного рельефа и высоте поверхности. Наиболее отчетливо эти части прослеживаются у односторонних пойм, для которых повышенная прирусловая и пониженная притеррасная (тыловая) части поймы были описаны еще В. Р. Вильямсом [17].
При врезании рек каждый вновь формирующийся участок поймы оказывается гипсометрически ниже, чем образовавшийся раньше. При направленном смещении русла или пояса блуждания в сторону одного из бортов долины это приводит к возникновению ступенчатой поймы: чем древнее массив поймы, тем он выше. При постоянном блуждании русла по дну долины разновозрастные и разновысотные участки поймы располагаются хаотически; такая пойма может быть названа псевдоостанцовой.
В случае слабой аккумуляции накопление наносов в русле приводит к повышению уровней половодья, усилению затопляемости пойм и восстановлению пойменного режима на поверхности бывшей надпойменной террасы.
38
В последнем случае образуется наложенная пойма, в разрезах которой отчетливо выделяется погребенный под пойменным наилком горизонт зональной почвы [18]. Если аккумуляция наносов и повышение дна реки очень велики (на Амударье, Нижнем Тереке) или это связано с большими потерями стока вниз по течению на испарение, то формируется обвалованная пойма, отметки которой ниже меженного уровня воды в реке.
При малых темпах вертикальных деформаций (аккумуляции или врезания) их проявление в морфологии поймы может нейтрализоваться процессами образования наилка при затоплении поймы полыми водами. Формирующаяся при этом пойма будет одноярусной.
Своеобразную разновидность пойм как затопляемых периодически поверхностей на дне долин составляют унаследованные поймы. Это элементы морфологии долин, не связанные с горизонтальными деформациями; вместе с тем русла рек врезаны в них, но высота половодья больше, чем глубина вреза. Поэтому на таких поверхностях также накапливается пойменный наилок, который перекрывает неречные отложения, слагающие эти поверхности. Если принять гипотезу В. В. Докучаева [19] об озерном происхождении речных долин, то унаследованные поймы являются днищами спущенных озер. Такие поймы, сложенные озерно-ледниковыми и озерными отложениями верхнего плейстоцена, широко распространены в областях древних материковых оледенений (Верхняя Сухона, Протва и др.).
Поскольку поймы рек большую часть года оказываются вне сферы деятельности речного потока, они подвергаются активному воздействию не-флювиальных процессов, зачастую изменяющих их рельеф. В определенных условиях на пойме образуются системы дюн, особенно в их прирусловых частях. Они встречаются на реках, где обсыхающие в межень песчаные прирусловые отмели занимают большие площади. Сильные господствующие ветры их развевают; песок при этом оседает в прирусловых частях поймы благодаря изменению шероховатости поверхности. На Верхней Оби, где такие ветры направлены поперек русла, дюнные гряды сопровождают всю правобережную пойму, отделяя ее от русла [8]. На Нижней Лене господствующие ветры направлены вниз и вверх по реке; здесь дюны приурочены к оголовкам и ухвостьям островов [20].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Кондратьев Н. Е., Попов И. В., Онищенко Б. Ф. Основы гидроморфологической теории русловых процессов. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 272 с.
2. Маккавеев Н. И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 348 с.
3. Маккавеев Н. И. Общие закономерности эрозионно-русловых процессов//Тр. IV Всесоюз. гидрол. съезда. Т. 10. Русловые процессы. Л.: Гидрометеоиздат, 1976. С. 8—12.
4. Великанов М. А. Русловый процесс. М.: Госфизматиздат, 1958. 396 с.
5. Чалов Р. С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. 232 с.
6. Джаошвили Ш. В. Особенности русловых процессов на реках Западной Грузии//Геоморфология. 1991. № 2. С. 59—64.
7. Чернов А. В. Геоморфология пойм равнинных рек. М.: Изд-во МГУ, 1983. 198 с.
8. Маккавеев Н. И., Сахарова Е. И., Чалов Р. С, Современные эоловые процессы в долине Верхней Оби//Вестн. МГУ. Сер. 5. География. 1966. № 2. С. 49—55.
9. Чалов Р. С. Прямолинейные неразветвления русла: условия формирования, морфология, де-формации//Вторая всесоюз. конф. «Динамика и термика рек, водохранилищ и эстуариев». Т. II. М.: Наука, 1984. С. 77—79.
10. Матвеев Б. В. Влияние геол ого-геоморфологических факторов на образование и морфологию речных излучин//Геоморфология. 1985. № 3. С. 51—57.
Алексеевский Н. Й. Транспорт влекомых наносов при развитой структуре руслового рельефа//Метеорология и гидрология. 1990. № 9. С. 100—105.
12. Сидорчук А. Ю. Структура рельефа речного русла. СПб.: Гидрометеоиздат, 1992. 128 с.
13. Чалов Р. С. Грядовое движение наносов как рельефообразующий процесс//Современное экзогенное рельефообразование, его изучение и прогноз. М.: Наука, 1984. С. 67—74.
14. Шанцер Е. В. Аллювий равнинных рек умеренного пояса и его значение для познания строения и формирования аллювиальных свит//Тр. ин-та геол, наук АН СССР. 1951. Вып. 135. № 55. 274 с.
39
15. Знаменская Н. С. Грядовое движение наносов. Л.: Гидрометеоиздат, 1968.188 с.
16. Komar Р, D. Shapes of streamlined islands on the Earth and Mars: Experiments and analyses of the minimum-drag form//Geology. 1983. № 1. P. 651—654.
17. Вильямс В. P. Почвоведение. M.: Сельхозгиз, 1950. 624 с.
18. Маккавеев Н. И., Чалов Р. С. О морфологических признаках современной аккумуляции в речной долине//Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1963. N2 3. С. 84—89.
19. Докучаев В. В. Способы образования речных долин Европейской России. СПб., 1878. 230 с.
20. Борсук О. А., Горнак А. А,, Кирик О. М., Чалов Р. С. Эоловые процессы в долине р. Лены//Бюл. МОИП. Отд. геол. 1975. № 2. С. 151—152.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 05.08.92
GEOMORPHIC MANIFESTATIONS OF LATERAL DEFORMATIONS OF RIVER CHANNELS
R. S. CHALOV
Summary
The paper summarizes modern ideas on various manifestations of lateral deformations of channels. Geological and geomorphological conditions of the deformations’ development are appraised and the channel-forming activities of rivers are interpreted in terms of the channel configuration, landforms and morphological type of floodplain.
УДК551.435.434( 470.1)
© 1994 г, M. Г. ГРОСВАЛЬД
ДРУМЛИННЫЙ ПОЛЯ НОВОЗЕМЕЛЬСКО-УРАЛЬСКОЙ ОБЛАСТИ И ИХ СВЯЗЬ С КАРСКИМ ЛЕДНИКОВЫМ ЦЕНТРОМ
Семейство эрозионных форм ледникового мезорельефа, которые удлинены в направлении движения древнего льда и собирательно именуются друмлинами [ 1]» включает в себя не только «настоящие» друмлины, но также друмлиноиды, «крэг-энд-тейл» формы и ориентированные системы бараньих лбов; к нему же обычно относят и такие генетически близкие образования, как изборожденные поверхности основной морены и коренных пород.
Если судить по учебникам и сводкам, в пределах бывшего СССР ледниковые формы данного типа присутствуют только на территории, показывавшейся Скандинавским ледниковым щитом, а именно в Прибалтике и на северо-западе России [ 2, с. 580]. На самом деле, однако, друмлины, характерны и для ряда районов Евразийской Арктики. В региональных работах есть указания на их присутствие в бассейне Печоры [3] и Котуя (Средняя Сибирь) [4], а одна из разновидностей таких форм, рок-друмлины, обнаружена и на севере Верхоянской горной системы [ 5]. Известны друмлины и в Новоземельско-Уральской области. Анализ региональных работ [ 6—9] приводит к заключению, что друмлины и родственные им формы могут быть встречены на Южном о-ве Новой Земли, Вайгаче и хребте Пай-Хой.
Линейные экзарационные формы данного семейства — важнейший инструмент палеогеографических реконструкций. Друмлины, друмлиноиды, крэг-энд-тейл формы, флютинг и ледниковые борозды — это тонкие, точные и в то же время легко стираемые индикаторы движения льда, которые, как известно, несут с собой информацию о направлении движения древнего льда. Еще более важно, что эта информация не о каком-то «усредненном» или «особо мощном» движении;
40
Рис. 1. Юго-западная часть Карского моря и ее Новоземельско-Уральское обрамление
Ю.п.— Югорский п-ов, X. г.— Хайпудырская губа. «Пустые» прямоугольники ограничивают участки, представленные на рис. 2, зачерненные — на рис. 3. Контуры подводного Адмиралтейского Вала (прерывистые линии) нанесены при консультации с В. Н. Гатауллиным и Л. В. Поляком («Севморгео»)
она относится, как было недавно подчеркнуто Я. Лундквистом [10], к самой последней стадии движения льда, к его движению на заключительном этапе истории оледенения.
Друмлины Новоземельско-Уральской области
Специальный интерес представляют друмлины средней части Новоземельско-Уральской области, которая служит юго-западным обрамлением Карского моря. Именно здесь реконструкции палеодинамики льда, выполненные по друмлинам, способны пролить свет на острейшие проблемы «ледниковой» истории всей Северной Евразии. Они, в частности, позволяют объективно оценить масштабы последнего оледенения Евразийской Арктики, восстановить принципиальные черты его морфологии и дегляциальной хронологии.
Детальный анализ аэрокосмических материалов и полевые рекогносцировки, выполненные автором на побережьях Карского моря и прол. Югорский Шар, завершились выявлением трех «новых» друмлинных полей. Первое из них находится на крайнем юге Новой Земли, второе — в юго-восточной части о-ва Вайгач и третье — на севере Югорского полуострова (рис. 1 и 2). Еще два поля, также показанные на схеме, были ранее изучены П. С. Вороновым [7] и В. И, Астаховым [9]; сливаясь друг с другом, эти поля образуют единую друмлинную область водораздельной части Пай-Хоя и поб;ережья Байдарацкой губы. В пределах каж-
41
|з fX]*
Рис. 2. Новоземельское, Вайгачское и Югорское друмлинные поля и ориентировка их линейных форм Прямоугольники ограничивают участки, показанные: А — на рис. 3, а, В — на рис. 4, С — на рис. 3, в, D — на рис. 5.1 — ориентировка друмлинов и других линейных форм; 2 — направление движения льда (реконструкция); 3 — ориентировка ледниковых шрамов на о-ве Вайгач; 4 — ландшафт холмистой морены; 5 — простирание палеозойских пород; 6 — граница между осевой и прибрежной подзонами на Новой Земле
дого из полей ориентированные формы группируются в целостные гляциогеомор-фологические ансамбли, характерные площади последних близки к 150 км2, хотя ансамбль друмлинов и экзарационных борозд Пайхойской области в 3—4 раза обширнее.
Геолого-тектоническая основа области — это Новоземельско-Уральская складчатая зона, имеющая позднегерцинский возраст [ 11]. Она слагается в основном палеозойскими известняками, песчаниками, сланцами и эффузивами. На интересующем нас участке их толщи простираются на СЗ 305—310°, протягиваясь параллельно осевой линии Пай-Хоя, Вайгача и южной части Новой Земли. Породы здесь глубоко денудированы, отметки поверхности не превышают 100— 160 м, лишь на отдельных участках хребта Пай-Хой они достигают максимума, близкого к 400 м. Только далее к северу рельеф Новой Земли становится горным, а осевая линия ее островов плавно изгибается к северу и северо-востоку, образуя выпуклую на запад дугу.
Южно-Новоземельское друмлинное поле. Это поле, как и два следующих, было обнаружено автором в 1990 г. на аэроснимках области. До того друмлины Новой Земли упоминались лишь в работе К. К. Демокидова [6], посвященной геологии Южного острова. «В некоторых местах южной половины острова,— отмечает автор,— расположение грив напоминает друмлинный ландшафт». Ни описания конкретных форм, ни данных об их простирании Демокидов не привел.
На плановых снимках южной оконечности Новой Земли четко выявляются две геоморфологические подзоны, простирающиеся вдоль основных структур острова — восточная, занимающая побережье Карского моря, и осевая, совпадающая с выходами известняков и песчаников карбона. Для первой подзоны характерны скопления валунных глин значительной мощности [ 6]; в ней доминирует беспорядочно-холмистый рельеф того типа, который, как правило, ассоциируется с незавершенной деградацией мертвого льда.
Рельеф второй, осевой, подзоны — типичный пример геоморфологического комплекса, созданного глубокой площадной экзарацией древних складчатых структур (рис. 3, а). На ее снимке — «почти равнина», срезающая складки осадочных пород высокой прочности. Рыхлые отложения с поверхности снесены; границы осадочных толщ, линии несогласий и выходы менее устойчивых пород здесь резко подчеркнуты селективным выпахиванием: вдоль всех ослабленных линий возникли понижения, крупнейшие из них теперь служат ваннами озер, долинами ручьев и рек.
42
Рис. 3. Плановые аэроснимки участков Новоземельского (а), Вайгачского (б), Югорского (в) и Пайхой-ского( г) друмлинных полей (снимок 3, г взят из работы П. С. Воронова [ 5])
Стрелки показывают направления движения древнего льда
Однако наибольший интерес здесь представляет система борозд, ориентированных с северо-востока на юго-запад и косо секущих структуры подзоны. Размеры борозд сильно варьируют — от сравнительно мелких «царапин» шириной в несколько метров до внушительных лотков с поперечником в 100—200 м; последние образовались там, где соседние борозды расширены настолько, что слились друг с другом, объединившись в настоящие «долины». На снимке также видно, что на пересечениях экзарационных «долин» с озерными ваннами, вытянутыми вдоль палеозойских структур, впадины расширяются, их форма осложняется, становясь многокамерной или крестообразной.
Глубина борозд измеряется метрами, глубина больших лотков выпахивания явно превышает 10 м. Протяженность индивидуальных борозд измеряется многими сотнями метров, а длина их групп, или «пучков», доходит до 5—8 км. В общем, если судить по комплексу морфологических признаков, то эти борозды и лотки оказываются полным аналогом линейных форм экзарационного мезорельефа, которые были впервые выделены в Северо-Западной Канаде и получили название гигантских ледниковых борозд [ 12]. Что же касается межложбинных гряд, которые, собственно, и привлекли внимание Демокидова, то некоторые из них действительно похожи на друмлиноиды и крэг-энд-тейл формы. Важно отметить, что напорные (проксимальные) концы тех и других обращены на северо-восток.
43
Рис. 4. Вайгачское друмлинное поле: друмлины, друмлиноиды, крэг-энд-тейл формы
Прерывистые линии — пороговидные выходы палеозойских известняков (составлено по аэрофотоснимкам) .
Прямоугольник ограничивает участок, показанный на снимке 3, б
Все ледниковые борозды ориентированы диагонально, с северо-востока на юго-запад. Их направление постепенно меняется от СВ 35° на крайнем вцстоке поля до СВ 65° на его западном краю, так что, строго говоря, они не взаимно параллельны, а несколько расходятся к юго-западу. Такое — не строго параллельное — расположение линейных элементов поля явно указывает на его связь с широкой ледниковой лопастью, которая двигалась на юго-запад и свободно растекалась по дну соседнего Печорского моря. Так что гигантские борозды Новоземельского поля возникли явно вблизи синхронного им ледникового края, во всяком случае, не дальше, чем в первых десятках километров от него.
Вайгачское друмлинное поле. Вайгачское поле (рис. 4) расположено в юго-восточной части Вайгача, на участке, лежащем к югу от мыса Дровяного. Весь остров выстлан маломощной, до 8—10 м, мореной, которая залегает непосредственно на палеозойских породах, причем повсеместно, на побережье и центральном плато, т. е. вплоть до отметок, превышающих 160 м; морена имеет устойчивую примесь морских раковин и обломков мезозойских пород, происходящих с окружающего шельфа [13, 14].
Наиболее типичные элементы Вайгачского поля — короткие, до 400—500 м, вилообразные гряды, выработанные в палеозойских известняках и снабженные «хвостами» из рыхлого материала (рис. 3, б). Иными словами, поле образовано скоплением сложно построенных гряд, которые обычно обозначают терминами «друмлиноид» и «крэг-энд-тейл форма». Общее число таких гряд достигает здесь ПО. Самые большие друмлиноиды поля имеют километровую длину, хотя в большинстве своем они не длиннее 400—500 м. Самый высокий друмлиноид,
44
образованный слиянием нескольких элементарных форм, «гора» Оленья Голова, возвышается над руслом соседней р. Талей-Яха на 20 м (рис. 4).
Все линейные формы Вайгачского поля параллельны друг другу и ориентированы с северо-северо-востока (СВ 20°) на юго-юго-запад; об этом с полной определенностью говорит положение их «хвостов». Несколько иной оказалась ориентировка ледниковых шрамов, обнаруженных автором в 15 км юго-западнее поля, на берегу моря у ненецкого пос. Варнек. Она направлена с СВ 38° и, таким образом, отклоняется от простирания друмлинов на 18° к западу. Это позволяет предполагать, что и ледниковая лопасть, ось которой совпадала с прол. Югорский Шар, веерообразно расширялась в юго-западном направлении.
Югорское друмлинное поле. Это поле, обнаруженное автором на северном выступе Югорского полуострова (рис. 2), занимает участок в 150 км2. Весь этот участок выстлан четвертичными, главным образом ледниковыми, отложениями большой мощности [13], чем создавались идеальные условия для выработки настоящих друмлинов и изборожденных поверхностей, или флютинга. Борозды флютинга («флюты») достигают здесь длины 10—12 км, их ширина доходит до 100—150 м, а глубины часто превосходят 10 м, что позволяет назвать весь комплекс мегафлютингом. Благодаря гигантским бороздам поверхность района выглядит гофрированной, а очертания озерных ванн — иззубренными (рис. 3, в).
Напорные (проксимальные) концы друмлинов уверенно опознаются по их утолщенной, крутосклонной форме, в ряде случаев к ним примыкают серповидные озера, т. е. формы, считающиеся типичными элементами друмлинных полей. Судя по ориентировке флютинга и друмлинов, лед, перетекавший через Югорский полуостров, двигался с северо-северо-востока (СВ 20°), т. е. в том же направлении, что и лед, переваливший через Вайгач. Вряд ли можно сомневаться, что оба друмлинных поля, Югорское и Вайгачское, были сформированы противоположными — правым и левым — краями одной и той же ледниковой лопасти, имевшей большую ширину.
Друмлинные поля хребта Пай-Хой. Как уже указывалось, эти поля были впервые обнаружены П. С. Вороновым и В. И. Астаховым. Изученное Вороновым [7] поле занимает широкую седловину, расположенную в центральной части хребта, напротив устья р. Кара. Здесь, на участке шириной 20 км и длиной 30 км, были обнаружены параллельные долинообразные формы, пересекающие водораздел (рис. 3, г). Длина «долин» доходит до 20—30 км, ширина составляет 50—200 м, а глубина и форма поперечного профиля варьируют в зависимости от субстрата: на пересечении с диабазовыми грядами они врезаны на 10—30 м, а в осадочных толщах — только на 5—10 м, поперечные профили в первом случае крутосклонные, трапециевидные, а во втором — более пологие, корытообразные. Сам Воронов, наблюдавший здесь также двухчленные разрезы морены, бараньи лбы, ледниковые шрамы и другие следы оледенения, сделал уверенное заключение, что параллельные «долины» Пай-Хоя — это большие экзарационные ложбины, или гигантские ледниковые борозды.
Описание больших борозд выпахивания, выступов палеозойских известняков, превращенных в ориентированные бараньи лбы и курчавые скалы, друминоидов и других индикаторов движения льда содержится и в работе В. И. Астахова [ 9], который наблюдал их на северо-восточном склоне Пай-Хоя, а также в моренном амфитеатре, замыкающем бассейн Байдарацкой губы с юга.
Судя по ориентировке описанных Вороновым гигантских борозд, лед пересекал водораздел Пай-Хоя в направлении с северо-востока на юго-запад, точнее, с СВ 60° на ЮЗ 240°. О том же говорят и наблюдения Астахова. Последние, кроме того, позволили реконструировать существенно более сложную картину гляциодинамики той части древнего ледника, которая заполняла Байдарацкую губу. Стрелки, показывающие ориентировку линейных форм, на карте Астахова выстраиваются в плавные линии, изгибы которых в общем достаточно хорошо согласуются с простиранием склона хребта Пай-Хой, хотя последний здесь отнюдь не высок.
45
В целом ориентировка линейных экзарационных форм, образующих описанные выше друмлинные поля, говорит о движении древнего льда с северо-востока, со стороны Карского моря и Северного Ямала. Причем эти поля — не единственное свидетельство такого движения.
Другие признаки «ледового переноса» с Карского моря
Долины-бреши. На Новой Земле следом поперечного, т. е. секущего водоразделы, движения льда являются сквозные долины-бреши, которые широко развиты на обоих островах. Подобные долины характерны для многих горных стран, испытавших воздействие мощных ледниковых покровов; доказано, что они формировались всюду, где ледоразделы покровов не совпадали с гребневыми линиями «подледных» хребтов [1, 15]. Новоземельские долины-бреши выражены столь ярко, что они легко распознаются на картах любого масштаба. Эти формы специально изучались В. А. Русановым, О. Хольтедалем, М. А. Лавровой, К. К. Демо-кидовым и др. [6, 16].
Одна из таких долин, Маточкин Шар, сейчас затоплена и служит проливом, разделяющим два главных острова, у других затоплены только концы, превратившиеся в глубокие губы-фьорды. Общее число сквозных долин здесь не меньше полутора десятков, некоторые из них вошли в литературу и получили собственные названия. Так, на Северном острове известны долина Пересечений, соединяющая губу Митюшиха с Белужьей губой бассейна Маточкина Шара, а также долины: Русанова — между губой Крестовой и зал. Незнаемым, Самойловича — между губой Юж. Сульменева и бухтой Романова, Ермолаева — между губой Сев. Сульменева и зал. Медвежьим, Хольтедаля — между губой Машигина и зал. Ога. Есть такие долины и севернее, в районе, который сейчас погребен ледниковым щитом, что стало известно еще в 30-х годах, после работ экспедиции М. М. Ермолаева [17], есть они и на Южном острове; среди последних наиболее известны сквозные долины Чиракина, Шумилихи, Брандта.
Судя по имеющимся описаниям, все эти долины имеют морфологию типичных ледниковых трогов. Их днища широкие, склоны крутые; поперечные профили корытообразные; продольные профили волнистые, причем их волнистость обусловлена чередованием бассейнов и ригелей; все долины притоков — корытообразные, висячие. Внутридолинные водоразделы не выражены, относительные высоты ригелей редко превосходят 40 м, а абсолютные, как в долине Русанова, не превышают 85—90 м. Скалистые межригельные бассейны часто служат ваннами сильно удлиненных озер, похожих на «альпийские», их типичные представители — озера Гольцовое в долине Самойловича и Ледниковое (длиной 30 км) в долине Ермолаева.
Моренные террасы и границы ледниковой шлифовки на склонах поднимаются до высот 500—550 м [ 16]. Это позволяет предполагать, что именно такой, близкий к 500 м, была и предельная толщина ледниковых потоков, которые пересекали Новую Землю в заключительную фазу оледенения. Что же касается последнего ледникового максимума, то в его эпоху лед был гораздо мощнее и переваливал через главный водораздел обоих островов. Свидетельство этого — находки морской фауны и древесины-плавника на высотах до 400—420 м над ур. моря и еще более широкое, буквально повсеместное, вплоть до максимальных отметок, распространение следов ледникового сглаживания, шрамов и валунов мезозойских пород, происходящих с соседнего шельфа [6, 13, 17].
«Ледовый перенос» через Вайгач. Древнеледниковый покров переваливал и через о-в Вайгач. Этот факт установлен задолго до наших работ на основе анализа ледниковых форм острова — бараньих лбов, озов, штрихов и шрамов на скалах, а также поверхностных отложений, представленных, как и на Новой Земле, моренными суглинками с примесью морских раковин, валунов и щебня мезозойских песчаников.
Известно несколько гипотез движения древнего льда через Вайгач. По одной
46
озЛангто
2 км
I --------
Рис. 5. Пример камово-озовых комплексов области. Центральная часть о-ва Вайгач
из них, высказанной Н. Г. Загорской [ 13] и опирав йся на общепринятую концепцию Новоземельского ледникового центра, лед сюда поступал с северо-запада, со стороны Новой Земли. По другой, которая была полвека назад выдвинута П. В. Виттенбургом [ 18] и позже поддержана Л. В. Таракановым [ 14], «ледовый перенос» через Вайгач шел с северо-востока, со стороны Карского моря.
Среди фактов, на которые ссылались Виттенбург и Тараканов, основное место принадлежит данным об ориентированных формах ледникового рельефа и направлениях переноса эрратики. Как оказалось, все они — ледниковые штрихи и шрамы, удлиненные бараньи лбы, траектории валунов — направлены здесь диагонально, с северо-востока на юго-запад. К числу таких форм принадлежат и вайгачские озы, известные под местным названием «лагеседа». Эти формы были ярко описаны Таракановым; судя по картам и аэроснимкам, они действительно имеют ясно выраженную диагональную ориентировку (рис. 5). Так же, с северо-востока на юго-запад, был направлен здесь и транспорт валунов. Тараканов, в частности, привел пример ледникового переноса «гигантских глыб чрезвычайно характерного биогермного известняка, насыщенного стяжениями черного кремня», через водораздел острова, на 10 км к юго-западу от коренного выхода породы [14, с. 88]. Таким образом, движение льда через Вайгач со стороны Карского моря — достаточно давно и надежно установленный факт. Ориентированный рельеф Вайгачского друмлинного поля — лишь дополнительное подтверждение его правильности.
Не все, правда, в работах Виттенбурга и Таракайова одинаково убедительно. Как гляциолог, я не могу согласиться с утверждением, что непременным условием
47
диагонального движения льда было поднятие и осушение дна Карского моря. Их гипотеза о Карии — обширной суше, возникавшей на месте Карского моря в ледниковый период, сейчас звучит наивно и архаично. Геоморфологи не могут не понимать, что для перетекания льда через Вайгач с моря совсем не требовалось изменений нынешнего рельефа суши и морского дна.
«Перенос» через Пай-Хой. Еще раньше — с начала 30-х годов — стало известно и о движении древнего льда с северо-востока через водораздел хребта Пай-Хой. Как и на Вайгаче, основную роль в этом сыграли наблюдения за ориентировкой ледниковых шрамов и бараньих лбов в водораздельной части хребта, за составом морен и траекториями разноса валунов [8, 19]. Несколько позже вывод о ледниковом переносе через Пай-Хой был подтвержден и данными о простирании уже упоминавшихся гигантских ледниковых борозд и озовых гряд [ 7]. О том же свидетельствует и установленный П. С. Вороновым факт переноса валунов девонских кварцитовидных песчаников через водораздел, в направлении с северо-востока на юго-запад.
Не менее весомые доводы в пользу движения льда с Карского моря на Пай-Хой и в Северо-Восточное Предуралье привел В. И. Астахов [9]. Среди них — уже упоминавшиеся линейные формы северо-восточного склона хребта, а также положение напорных гряд в Сопкейском моренном амфитеатре, который «придвинут» к Полярному Уралу с северо-востока и открыт на север, к Байдарацкой губе. Астахов обратил особое внимание на вещественный состав этих гряд, подчеркнув, что в них практически отсутствуют обломки уральских пород, зато резко преобладают морские глины, происходящие со дна Карского моря.
Движение льда с шельфа. Движение льда с Карского шельфа на юго-запад следует и из ориентировки гляциотектонических дислокаций, известных на низменных побережьях области. Среди них особенно важны системы складок, нарушающих межледниковую дельтовую толщу пра-Оби, отложения которой выходят в основании разреза Ямала [20], а также гляциотектонопары (термин Э. А. Левкова [21]) района озер Яррото (Южный Ямал) [9] и юго-восточного побережья Хайпудырской губы [ 22].
Итак, на длинном отрезке Новоземельско-Уральской области, образующем юго-западное обрамление Карского моря, лед двигался с северо-востока и севера, с моря на сушу. Это с полной определенностью установлено для южной оконечности Новой Земли, для о-ва Вайгач, Югорского полуострова и всего хребта Пай-Хой, включая южное побережье Байдарацкой губы. Для других частей Новой Земли, в частности для тех ее участков, где имеются сквозные долины, направления движения льда не столь очевидны, во всяком случае, ни один из работавших здесь исследователей выяснить этот вопрос не пытался. Однако взгляда на карту (рис. 6) оказывается достаточным, чтобы и эта неопределенность была устранена.
В самом деле, линии тока льда, которые уверенно реконструируются по описанным выше друмлинным полям, пересекаются в южной части Карского моря, где, таким образом, устанавливается крупный центр растекания льда. Но отсюда следует, что лед, двигавшийся из этого центра, переваливал не только через Вайгач и Пай-Хой, но и через Новую Землю, следуя по ее сквозным долинам с востока на запад. Данный вывод вполне объективен, он с неизбежностью вытекает из законов движения льда, т. е. опирается на физические законы. Этот вывод находит подтверждение и в соотношении сквозных долин и линий тока льда с Адмиралтейским Валом — крупнейшей подводной моренной грядой Баренцева моря.
Адмиралтейский Вал. Носящая это название система подводных гряд, открытая в ходе батиметрических и сейсмостратиграфических исследований Баренцева моря, обычно ассоциируется с ледниковым краем. Именно по ней чаще всего проводится западная граница Новоземельской ледниковой шапки [23, 24]. Как сейчас известно, она состоит из двух-трех параллельных гряд и на 700—800 км протягивается вдоль западного побережья Новой Земли; образованная валом широкая дуга на 150—300 км отстоит от островной суши (см. рис. 1). Судя по данным профилирования [25], относительная высота вала местами достигает
48
Рис. 6. Карский ледниковый щит в бореальное время голоцена: границы, центр растекания и линии тока льда (реконструкция)
1 — граница и линии тока ледникового щита; 2 — конечные морены: а — подводные и б — наземные; 3 — сквозные долины-бреши; 4 — ориентировка друмлинов и других линейных форм; 5 — гляциотектонические складки; 6 — пункты взятия образцов для датирования поднятых береговых линий (а) и конечных морен (б)
200—240 м. По тем же данным, основную роль в его разрезе играет не «нормальная» морена, т. е. не скопления валунного суглинка и песка, на долю которых приходится не более 10—15% мощности вала, а дислоцированные породы мелового возраста.
Последнее обстоятельство интерпретируется по-разному. По одной из точек зрения, как эти дислокации, так и сам вал как форма рельефа являются продуктами глубинных тектонических процессов, а ледниковый генезис здесь имеют лишь маломощные моренные гряды, «насаженные» на гребень вала [26]. По другой точке зрения, которая разделяется мною, природа основания Адмиралтейского Вала гляциотектоническая. В пользу этого говорят как плановая форма вала, типичная для конечноморенных поясов (см. рис. 1), так и его соотношение с линиями тока льда Карского центра, отраженное на схеме (рис. 6). Данный вывод, «от противного», подкрепляется отсутствием признаков меловой и послемеловой складчатости в пределах древней Баренцево-Карской платформы [11]. В его пользу свидетельствуют также результаты геофизических работ, проведенных на грядовых формах дна Баренцева моря и показавших, что эти формы — одно из проявлений общей поверхностной дислоцированности шельфа [27]. Показательно, что скважины, пробуренные на подводных грядах этого шельфа, вскрывают многоэтажные пачки надвиговых чешуй-скиб, в которых деформированные мезозойские породы чередуются с плейстоценовыми суглинками (сообщение Н. А. Поляковой, Мурманск). В целом по своему рельефу и структуре дно Баренцева моря оказывается удивительно похожим на ледниковые районы суши, сохранившие покров «мягких» осадочных пород, в частности на Беларусь и Прибалтику с их мощно развитыми гляциотектоническими комплексами [ 21].
Возраст друмлинных полей. Возраст экзарационного рельефа побережий Баренцева и Карского морей до сих пор определялся просто как поздневалдайский, или сартанский. Теперь, однако, он может быть существенно уточнен, во всяком случае в части, касающейся вышеописанных друмлинных полей. Это стало возможным благодаря тому, что мы, во-первых, знаем возраст ближайшего к ним моренного пояса и, во-вторых, можем не сомневаться в их связи с тонким, быстро движущимся льдом [28]. Последнее подтверждается очевидной зависимостью
49
движения Байдарацкой ледниковой лопасти от рельефа ложа. В общем можно не сомневаться, что наши друмлинные поля созданы краевой частью ледникового покрова, и время их создания следует аппроксимировать возрастом первого из нижележащих поясов конечной морены.
Что же это за пояс? Согласно карте краевых образований последнего оледенения Северной Евразии [29], ее конечные морены образуют систему из нескольких поясов, расположенных концентрически вокруг общего центра, который совпадает с южной частью Карского моря. Самый близкий к друмлинным полям пояс занимает в этой системе внутреннее положение. Откуда следует, что он моложе всех остальных морен, в том числе морены позднедриасового возраста. Как видно из рис. 6, в состав этого пояса входят не только уже рассмотренный нами Адмиралтейский Вал, но и лежащая на его простирании морена Мархида. Последняя же была обстоятельно изучена и датирована по l4C X. А. Арслановым и А. С. Лавровым [ 30]. Ее возраст действительно оказался весьма молодым, а именно близким к 8,5 тыс. лет, т. е. голоценовым, бореальным. Такими же, голоценовыми, следует считать и наши друмлинные поля, «привязанные» к данному моренному поясу.
Особый интерес представляет вывод о весьма молодом, голоценовом, возрасте Адмиралтейского Вала — крупнейшей моренной гряды Евразийского шельфа. В этом в общем-то нет ничего неожиданного. Наши данные о движении льда через Новоземельско-Уральские друмлинные поля показывают, что Адмиралтейский Вал — продукт геологической деятельности огромного ледникового щита. Он сформирован не ледничком, «сидевшим» на самом валу, как думают Ю. А. Пав-лидис и др. [25], и не Новоземельской ледниковой шапкой, как считают большинство других авторов [ 23, 24, 31], а ойтаточным, но все еще очень большим ледниковым щитом, который, покрывая все дно Карского моря, своим западным краем переваливал через Новую Землю.
Молодая морена таких размеров — явление редкое, но совсем не исключительное. Сошлемся на пример Северной Канады, где, по свидетельству А. Дайка и Л. Дреджа [ 32], конечные морены того же, что и Адмиралтейский Вал, возраста образуют «самую протяженную в мире систему». Судя по описаниям тех же авторов, разные части последней, известные как морены Мак-Эльпайн, Коберн и др., по своим высотам и морфологии близки Адмиралтейскому Валу.
Карский центр растекания льда.
Выбор оптимальной модели оледенения
Приведенные факты свидетельствуют, что Карское море подвергалось покровному оледенению, причем не только в позднем плейстоцене, но и на протяжении значительной части голоцена. Площадь остаточного Карского щита, который продолжал существовать в стадию Мархида (8,5 тыс. лет назад), вероятно, составляла 1,5—1,8 млн. км2, а его центр занимал ту же позицию, что и в последний ледниковый максимум.
Важно и другое. Растекание льда из Карского центра явилось последним, заключительным этапом в динамической истории оледенения рассматриваемой области. Ведь, как уже подчеркивалось, линейные формы, принадлежащие к семейству друмлинов, несут информацию о самой Последней стадии движения льда в их районе [10]. Так что ни из каких других центров — ни с Новой Земли, ни с Полярного Урала — лед в районы друмлинных полей Новоземельско-УраЛь-ской области никогда не поступал.
Рассмотренные друмлинные поля сформированы периферическими частями Карского ледникового щита не раньше бореального времени голоцена. Это значит, что распад и ликвидация щита произошли очень поздно. В то же время палеоклиматические особенности Карского моря,— низкие температуры воздуха и малое количество осадков в его районе,— заставляют предполагать, что именно оно было одним из очагов зарождения оледенения Арктики [ 33]. Как
50
считают Г. Миллер и А. де Вернал [ 34], в последний раз оледенение зародилось здесь еще 115—120 тыс. лет назад при климате, близком к условиям межледникового оптимума. Таким образом, вполне вероятно, что ледниковый щит Карского моря не только исчез позже других щитов Евразии, но и возник раньше, чем эти щиты. В итоге жизнь Карского щита была долгой.
Не менее примечательно, что центр растекания Карского щита все это время располагался, никуда не смещаясь, на одном месте — над южной частью Карского моря. Теперь мы можем перечислить неповторимые особенности Карского ледникового щита: он был самым большим в Евразии [29], принадлежал к числу ее главных ледников-«долгожителей», а его центр отличался удивительной стабильностью.
Столь мощное оледенение Карского моря заставляет ожидать, что на его периферии получили выражение эффекты гляциоизостазии. Однако до недавнего времени они известны не были (см., например, обзор в [15]). Лишь недавно появились единичные датировки поднятых береговых линий Новой Земли, которые позволяют надеяться на положительное решение проблемы. Так, нам удалось выяснить, что самая высокая береговая линия о-ва Междушарский, имеющая отметку 51 м, сформировалась не ранее 8 тыс. лет назад, а возраст древесного ствола (плавника), взятого с 60-метровой морской террасы Машигиной губы (о-в Северный), оказался равным 8160 ± 70 л. н. (ЛУ-1761) (данные Арктической экспедиции «Севморгео», сообщенные В. И. Астаховым).
Получила независимое подтверждение и поздняя дегляциация Карского моря. Выяснилось, что на карской стороне Новой Земли «верхняя граница моря», т. е. морская береговая линия, возникшая при первом контакте моря с береговым склоном, образовалась не ранее 5 тыс. лет назад. Так, у мыса Спорый Наволок (Северный остров) эта граница поднимается до 18 м над ур. моря, а возраст образца древесины-плавника, взятого нами с 16-метровой береговой линии, составил лишь 4860 ±140 лет назад (GX-18532).
Модели оледенения. Существует несколько моделей последнего оледенения Российской Арктики. Одна из них, известная как модель Величко и др. [ 35], имеет сейчас наибольшее число сторонников, по крайней мере в России. Она предполагает, что оледенение было «ограниченным», т. е. состояло из разобщенных ледниковых шапок, центры которых совпадали с архипелагами Баренцево-Карского шельфа, с горами Полярного Урала и Бырранга, а на месте Карского моря лежала свободная от льда суша [ 23—26, 31]. По модели Гросвальда [15, 29, 35], поддержанной участниками Проекта КЛИМАП [ 33, 36], оледенение было сплошным и имело покровный характер; его главным элементом был Карский щит, охватывавший своей периферией Баренцево море и северную окраину Евразийской суши. По третьей модели, недавно выдвинутой В. И. Астаховым [ 37], последнее (поздневалдайское) оледенение области было тоже покровным, но распространялось лишь на Баренцево море, оставляя Карское почти целиком свободным от льда.
Из нашей модели видно, что оледенение Арктики было сплошным и «морским», т. е. налегавшим на сильно прогибавшийся шельф, откуда следует, что оно находилось в интенсивном энергомассообмене с океаном. Напротив, по модели Величко и др., оно было «наземным» и, значит, имело режим, целиком зависящий от условий атмосферного питания. Тот же «наземный» режим и независимость оледенения от термодинамики океана предполагает и модель Астахова — ведь только при этом условии ледниковые щиты Баренцева и Карского морей, занимавшие окраину одного и того же холодного океана, могли оказаться несинхронными.
Таким образом, расхождение конкурирующих моделей — не только в оценках масштабов оледенения. Их различия много глубже, они отражают разное понимание роли океана в режиме оледенения, а значит, и взаимодействий в системе «льды — океан» для эволюции природной среды, для глобальных изменений прошлого. Поэтому ответ на вопрос, какая из трех моделей соответствует, а какие — противоречат фактам, установленным методами геоморфологии, приобретает принципиальное значение.
Наши данные о движении льда через юго-западное обрамление Карского моря
51
создают возможность для осмысленного выбора оптимальной модели оледенения. Ведь каждая из трех моделей предполагает свой, присущий только ей, характер движения льда через границу Баренцева и Карского морей. Так, модель Величко и других предсказывает, что это движение было радиальным и линии тока образовывали несколько веерообразных систем, расходившихся от островных и горных центров оледенения; модель Астахова сообразна лишь с поперечным движением льда, которое пересекало водоразделы островов и гор и было направлено на юго-восток и восток, от Баренцева моря к Карскому. Наконец, по нашей модели лед двигался тоже поперечно и тоже пересекал водоразделы, но делал это не «по Астахову», а в противоположном направлении, с северо-востока на юго-запад, со стороны Карского моря к Баренцеву.
Сравнение этих вариантов с ориентированным рельефом друмлинных полей, приуроченных к юго-западному обрамлению Карского моря, делает очевидным, что только последняя модель согласуется с гляциальной геоморфологией области. Отсюда следуют по крайней мере три вывода. Во-первых, Карское море (а не Новая Земля и не Полярный Урал) было центром последнего оледенения. Во-вторых, это оледенение было представлено не локальными шапками, а «морским» ледниковым щитом, который имел «материковые» размеры. В-третьих, дегляциация Карского моря завершилась не 13—14 тыс. лет назад, как сегодня считают очень многие (см., например, [38]), а на 5—7 тыс. лет позже, где-то на рубеже атлантического времени голоцена.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Асеев А. А., Маккавеев А. Н. Гляциальная геоморфология//Итоги науки и техники ВИНИТИ АН СССР. Сер. Геоморфология. Т. 4. М., 1976. 178 с.
2. Щукин И. С. Общая геоморфология. Т. 1. М.: Изд-во МГУ, 1960, 616 с.
3. Лавров А. С. Кольско-Мезенский, Баренцевоморско-Печорский и Новоземельско-Колвинский ледниковые потоки//Структура и динамика последнего ледникового покрова Европы. М.: Наука, 1977. С. 83—100.
4. Архипов С. А., Андреева С. М., Земцов А. А. и др. Покровные материковые оледенения и рельеф//Проблемы экзогенного рельефообразования. Кн. 1. М.: Наука, 1976. С. 7—89.
5. Гросвалъд М. Г., Спектор В. Б. Ледниковый рельеф района Тикси (Западное побережье губы Буор-Хая, Северная Якутия)//Геоморфология. 1993. № 1. С. 72—82.
6. Демокидов К. К. Геология и полезные ископаемые Южного острова Новой Земли. М.; Л.: Изд-во Главсевморпути, 1953. 72 с.
7. Воронов П. С. Новые данные об оледенении и четвертичных отложениях Центрального Пай-Хоя//Сборник статей по геологии Арктики. Вып. 2. М.: Главсевморпуть, 1951. С. 84—92.
8. Чернов А. А. Геологические исследования 1933 г. в юго-западной части Пай-Хоя//Тр. Полярный комис. АН СССР. 1936. Вып. 26. С. 5—81.
9. Астахов В. И. Новые данные о деятельности позднеплейстоценовых Карских ледников в Западной Сибири//Четвертичные оледенения Западной Сибири и других областей Северного полушария. Новосибирск: Наука, 1981. С. 34—41.
10. Lundqvist J. Glacial morphology as an indicator of the direction of glacial transport//Glacial Indicator Tracing/Eds R. Kujansuu, M. Saamisto. A. A. Balkema. Rotterdam, Brookfield, 1990. P. 61—70.
11. Геология СССР. T. 26. Острова Советской Арктики, геологическое описание/Под ред. Б. В. Ткаченко, Б. X. Егиазарова. М.: Недра, 1970. 548 с.
12. Smith Н. Т. U. Giant glacial grooves in Northwest Canada//Amer. J. Sci. 1948. V. 246. P. 503—514.
13. Загорская H. Г. Новая Земля. Остров Вайгач. Югорский полуостров и Полярный Урал//Четвертичные отложения Советской Арктики (Тр. НИИГА. Т. 91). М.: Госгеолтехиздат, 1959. С. 20—60.
14. Тараканов Л. В. К вопросу о происхождении рельефа острова Вайгач//Геоморфология. 1973. № 4. С. 85—91.
15. Гросвалъд М. Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Наука, 1983. 216 с.
16. Лаврова М. А. Геоморфологический очерк долины Русанова на Новой Земле//Тр. Геол, ин-та. Т. 1. Л.: Изд-во АН СССР. 1932. С. 61—93.
17. Ермолаев М. М. Работы Новоземельской гляциологической станции в Русской гавани//Бюл. Аркт. ин-та. № 2. Л., 1934. С. 50—55.
18. Виттенбург П. В. Рудные месторождения о-ва Вайгача и Амдермы//Тр. Горно-геол. упр. Главсевморпути. 1940. Вып. 4. 171 с.
19. Ливеровский Ю. А. Геоморфология и четвертичные отложения северных частей Печорского бассейна/ /Тр. Геоморфол. ин-та. 1933. Вып. 7. С. 75—84.
20. Гатауллин В. Н. Марресальская свита Западного Ямала — отложения дельты пра-Оби//Бюл. Комис, по изуч. четвертич. периода. Вып. 60. M.: Наука, 1991. С. 53—61.
52
21. Левкое Э. А. Гляциотектоника. Минск: Наука и техника, 1980. 280 с.
22. Лаврушин Ю. А., Чистякова И. А., Гайдаманчук А. С. и др. Строение и вещественный состав отложений гляциального палеошельфа Болыпеземельской тундры//Литология кайнозойских шельфовых отложений/Под ред. Ю. А. Лаврушина. М.: ГИН АН СССР, 1989. С. 3—51.
23. Biryukov V. У., Faustova М. A., Kaplin Р, A. et al. The paleogeography of Arctic shelf and coastal zone of Eurasia at the time of the last glaciation (18,000 yr В. P.) //Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1988. V. 68. P. 117—125.
24. Матишов Г. Г. Дно океана в ледниковый период. Л.: Наука, 1984. 176 с.
25. Павлидис Ю. А., Дунаев Н. Н., Щербаков Ф. А. Актуальные проблемы четвертичной геологии Баренцева моря//Современные процессы осадконакопления на шельфах Мирового океана. М.: Наука, 1990. С. 76—93.
26. Ионин А. С. Рельеф шельфа Мирового океана. М.: Наука, 1992. 256 с.
27. Гатауллин В. Н., Поляк Л. В., Эпштейн О. Г., Романюк Б. Ф. Гляцигенные отложения Центральной впадины — ключ к позднечетвертичной истории развития восточной части Баренцева мо-ря//Материалы гляц. исслед. 1992. Вып. 75. С. 42—50.
28. Bluemle J. Р., Lord М. L., Hunke N. Т. Exceptionally long, narrow drumlins formed in subglacial cavities, North Dakota//Boreas. V. 22. № 1. 1993. P. 15—24.
29. Гросвальд M. Г. Оледенение антарктического типа в Северном полушарии (На пути к Новой глобальной ледниковой теории) //Матер, гляц. исслед. 1988. Вып. 63. С. 3—25.
30. Арсланов Э. А., Лавров А. С., Потапенко Л. М. и др. Новые данные по позднеплейстоценовой и раннеголоценовой геохронологии на севере Печорской низменности//Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М.: Наука, 1987. С. 101—111.
31. Четвертичные оледенения на территории СССР/Под ред. А. А. Величко и др. М.: Наука, 1987. 128 с.
32. Dyke A. S., Dredge L. A. Quaternary geology of the northwestern Canadian Shield//Quaternary Geology of Canada and Greenland/Ed. R. J. Fulton. («The Geology of North America», V. K-l), Geol. Soc. Amer., 1989. P. 189—214.
33. Denton G. H., Hughes T. J., eds. The Last Great Ice Sheets. N. Y.: Wiley-Interscience, 1981. 477 p.
34. Miller G. H., de Vernal A. Will greenhouse warming lead to Northern Hemisphere icesheet growth?//Nature. V. 355. № 6357. 1992. P. 244—246.
35. Dawson A. G. Ice Age Earth. Late Quaternary Geology and Climate. L.; N. Y.: Routledge, 1992. 293 p.
36. CLIMAP Project members. Seasonal Reconstructions of the Earth’s Surface at the Last Glacial Maximum. U. S. Geol. Soc. map. and charts series. MC-34, 1981.
37. Astakhov V. I. The last glaciation in West Siberia. Quaternary Stratigraphy, Glacial Morphology and Environmental Changes//Research Papers, SGU Ser. Ca 81/Eds A.-M. Robertsson et al. Uppsala, 1992. P. 21—30.
38. Elverhtyi A., Solheim A., Nyland-Berg M., Russwurm L. Last interglacial-glacial cycle, western Barents Sea. In: Weichselian and Holocene glacial and marine history of East Svalbard/Eds P. Moller et al.//LUNDQUA Report. V. 35. Lund, 1992. P. 17—24.
Институт географии РАН Поступила в редакцию
18.06.93
DRUMLIN FIELDS OF THE NOV AYA ZEMLYA — URALIAN UPLAND AND THEIR BEARING ON THE KARA SEA CENTER OF GLACIATION
M. G. GROSSWALD
Summary
Assemblages of drumlins, drumlinoids, crag-and-tail features, giant glacial grooves and megaflutes, collectively termed «drumlin fields», are described from SW coasts of the Kara Sea, i. e. from southernmost Novaya Zemlya, Vaygach Island, Yugorsky Peninsula and Pai-Khoi Ridge. All the landforms were built during one of the latest stages in glaciation of the Eurasian Arctic, which was radiocarbon-dated at about 8,5 ka BP. At that late stage, the ice kept spreading out of the Kara Sea center, which is strongly suggested by NE to SW direction of the linear forms. This is consistent with the model of a continuous marine Eurasian ice sheet and contradicts the concepts of «restricted» and «diachronous» glaciation. It doesn’t fit the concept of an early, pre-Younger Dryas, deglaciation of the Barents — Kara Sea continental margin, either. The Kara ice-spreading center proves to have been the most stable and long-lived feature of the Northern Hemisphere’s glaciation.
53
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1 январь — март 1994
МЕТОДИКА НАУЧНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
УДК551.435.24( 235.47)
© 1994 г. В.Н. НЕВСКИЙ
КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ОЦЕНКА АКТИВНОСТИ СКЛОНОВЫХ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ В ЮЖНОМ СИХОТЭ-АЛИНЕ
Разнообразие методов оценки темпов денудации не снимает в полной мере остроту проблемы получения количественных данных. Достоверность результатов требует комплексного применения методических приемов, для чего необходимы соответствующие технические средства и длительные сроки наблюдений [ 1]. Разовые методы, такие, как фитоиндикациЬнные, отличаются низкой точностью, особенно в районах с преобладанием склоновых экзогенных геоморфологических процессов (ЭГП) массового смещения материала в условиях замерзания-оттаивания и избыточной увлажненности. В настоящей статье предпринята попытка обойти естественные ограничения фитоиндикационных (дендрохронологических) приемов и добиться удовлетворительной достоверности количественных результатов на основе комплексного использования разовых методов.
Объектами изучения служили денудационные и денудационно-аккумулятивные склоны водосборных бассейнов 1—3-го порядков хребта Большой Воробей (Южный Сихотэ-Алинь), выработанные в верхнемеловых алевролитах, песчаниках и туфопесчаниках. В разрезах склоновых отложений преобладают суглинки (50—90%) с дресвой и щебнем (5—40%), залегающие на глыбовом горизонте или «разборной скале». Мощность склоновых отложений не превышает 0,5 м. Ведущие ЭГП — обвально-осыпной (при крутизне склона более 37—39°) и полигенетиче-ский процесс массового смещения склонового материала (менее 37—39°). Последний включает такие ЭГП, как медленная солифлюкция, дефлюкция, десерйция (термо-, гидро- и криогенная), и обозначен автором с целью упрощения как «крип» [ 2]. Активность крипа подтверждается многочисленными обнажениями корневой системы деревьев, эффектами дендроэкранирования, бугристым характером микрорельефа и «подвешенными» дресвяно-щебнистыми горизонтами в некоторых разрезах склоновых отложений.
Растительность представлена полидоминантным хвойнО-широколиственным лесом с сомкнутостью крон 60—90% и умеренным травянистым покровом, иногда — разреженным. Субгоризонтальные поверхности террас и вогнутые поверхности склонов характеризуются кустарниковым подлеском и сплошным травянистым покровом.
Оценка линейной скорости денудации (скорости отступания склона) по обнажённым корням деревьев. Сущность метода заключается в определении линейной скорости денудации ( ул) как отношения расстояния между морфологическим центром обнаженной корневой шейки дерева и наблюдаемой поверхностью склона, измеренного по нормали (Z), к возрасту дерева (t) [ 1,3,4]. Данная методика, хорошо зарекомендовавшая себя в аридных и семиаридных областях, оказалась весьма ненадежной в климатических условиях, свойственных лесной зоне востока России. Основная причина заключается в искажении «нормальной» морфофизиоло-гии дерева криогенными процессами, которые буквально «выпирают» корневую систему из грунта [ 3]. Криогенный фактор наиболее эффективен вблизи тыловых швов пойм и террас, где наблюдается повышенная мощность рыхлых отложений. Именно на этих участках отмечены зимние микроналеди в непосредственной
54
Определение «среднемаксимальной» линейной скорости денудации по дендрохронологическим данным а — вогнутые склоны крутизной 15—25°, б — прямые склоны крутизной 15—25°, в — прямые склоны крутизной 26—37°, г — склоны крутизной 40—65°
близости от корневых систем или под ними и общая высокая водонасыщенность грунта в течение всего года. Значительные затруднения в оценке темпов денудации вызывает также отсутствие деревьев со стержневым корнем.
В качестве дендрообъектов были выбраны ель аянская и сосна корейская. Дендрохронологические анализы (определение I и t) производились только при четко морфологически выраженном обнажении корневой шейки, что характерно для 30—40% от общего числа деревьев в средней части склонов крутизной 20—37°. Для приводораздельных склонов такой же крутизны это соотношение достигает 70%. Следовательно, ул в данном случае может быть признана как «среднемаксимальная», свойственная участкам (или интервалу времени) с высокой активностью крипа и минимальным объемом транзитного материала. При меньшей крутизне и на субгоризонтальных поверхностях пойм и террас обнажение корневой системы выражается в неявной форме, не позволяющей произвести точные измерения, и обусловлено скорее криогенным пучением грунта, чем ЭГП или паводковым смывом. На обвально-осыпных склонах это явление имеет преимущественно денудационную природу и характерно для 70—90% дендрообъектов.
Данные дендрохронологических анализов были разбиты на три группы соответственно трем интервалам крутизны склонов: 15—25° (51 анализ), 26—37° (26) и 40—65° (28). Экспозиция склонов — западная, восточная, реже южная. Каждая группа данных была отображена на графике I = F(t) (рисунок).
В пределах интервала 15—25° массив точек разделен на две части — данные для прямых склонов и вогнутых, опирающихся на поймы и террасы. Первый
55
массив аппроксимируется линейной функцией 1Х = 0,03 t + 3,5; второй — степенной (параболической) типа I = а? + с, где 0 < b < 1, с > 0. Логично предположить, что параболическая форма зависимости более характерна, чем линейная, для всех криповых склонов, и чем выше водонасыщенность грунта, тем большую кривизну имеет парабола. На рисунке она показана пунктиром. Аналогично для интервала 26—37° характерна линейная функция /2 = 0,025^ + 3,8 или параболическая, но со значительно меньшей кривизной.
По всей видимости, начальные отрезки параболических кривых соответствуют периоду более заметного нарушения «нормальной» морфофизиологии дерева криогенными процессами пучения. В дальнейшем, с 40—80 лет, по мере укрепления корневой системы и увеличения веса дерева на склонах средней крутизны южной, западной и восточной экспозиций криогенное пучение ослабляет свою относительную активность. Это предположение косвенно подтверждается тем фактом, что у большинства молодых (до 80 лет) деревьев хорошо развиты корни, идущие вверх по склону и испытывающие наибольшую нагрузку растяжения при смещении молодого дерева со склоновым материалом. Корни, идущие вниз, для молодых деревьев менее характерны, чем верхние и боковые; они, как правило, моложе на 50—90, иногда на 100 лет по сравнению с возрастом дендрообъекта. В большинстве случаев они отходят от комля заметно ниже его морфологического центра. Однозначное объяснение этим фактам найти сложно; вероятно, в данном случае в равной степени сказываются как смещение дерева со склоновым чехлом, так и его морфофизиологические особенности, вызванные асимметрией среды. Однако почти несомненно, что в возрасте 50—90 лет дерево закрепляется на склоне «со всех сторон», в том числе и снизу, и криогенное пучение уже не приводит к значительному вертикальному или латеральному перемещению дендрообъекта.
Необходимо также отметить сравнительно низкую льдистость грунта на отмеченных выше склонах, тогда как на северных и пологих (до 15°) прямых и вогнутых (независимо от экспозиции) склонах промерзший рыхлый чехол представляет собой плотный монолит.
Количественная оценка скорости отступания обвально-осыпных склонов (40— 65°) не требует существенной корректировки. Массив точек в данном случае отличается большим разбросом, поскольку характер процесса по сравнению с крипом в значительной степени неравномерный, и аппроксимируется линейной функцией /3 = 0,07Z + 2.
Анализируя полученные графики и учитывая региональные особенности склоновых ЭГП [ 5, 6] и приведенные выше факты, признается целесообразным определять ул как коэффициент при t из линейных уравнений I = F(t) или, что предпочтительнее, как тангенс угла наклона касательной к параболе (первая производная — dl/df) на участке ее наименьшей кривизны, т. е. при t > 90—100.
Согласно интерпретации линейных уравнений, криповые склоны крутизной 15—25° восточной, западной и отчасти южной экспозиций в течение последних 150—200 лет отступали со «среднемаксимальной» скоростью около 0,3 мм/год, склоны крутизной 26—37° — около 0,25 мм/год. Если исходить из графического анализа степенных функций (ул = dl/dt при t > 90—100), то среднемаксимальная ул для первых и вторых склонов будет иметь порядок 0,20—0,25 мм/год. Средняя для данных типов склонов скорость отступания, безусловно, ниже.
Кажущееся противоречие между полученными из линейных уравнений ул для пологих склонов (15—25°) и меньшими по значению ул для склонов с крутизной 26—37°, с одной стороны, ограничивает область применения данного методического приема, а с другой стороны, подтверждает параболическую форму I = F(t\ как более реальную.
Оценка скорости денудации по методу дендроэкранов. Метод дендроэкранов позволяет рассчитать минимальную объемную скорость денудации на склонах с высокой или локально высокой активностью ЭГП. Объемная скорость денудации
56
Таблица 1
Морфометрические характеристики дендроэкранов и расчетные скорости денудации
а, град d, см L, м V, 10-3 м3 Vo, 10-3 м3 t, лет t3f лет ул(уо),мм/год( 10 3 м3/м2*год)
27 60 15 4 13 220 145 0,03
28 60 15 2 . 7 185 115 0,02
35 60 12 3 10 190 120 0,03
30 75 15 5 17 255 190 0,03
31 70 12 5 17 240 180 0,04
Обозначения: а — средняя крутизна склона выше экрана; d — диаметр ствола (ширина экрана); L — длина денудационного склона выше экрана; V — суммарный объем крупных (более 2 см) обломков, задержанных дендроэкраном на участке склона шириной 20 см; Vq — полный расчетный объем экранированного материала (на 20 см ширины склона); t9 — длительность экранирования (точность определения — 30—40 лет)
(v0) выражается количеством рыхлого материала, снесенного за единицу времени с единичной площади склона, и измеряется в м3/м2 • год или л/м2 • год. При параллельном отступании склона v0 идентична ул, что следует из самого определения этих характеристик.
Эффект экранирования проявляется в образовании положительной аккумулятивной микроформы рельефа, прислоненной к дереву со стороны вышележащего склона, и отрицательной микроформы рельефа — ниже дерева [7]. В идеальном случае оценка v0 производится по методу площадки-ловушки [ 1]. Зная объем накопленного материала (Уа) на участке склона известной ширины за определенный срок (t) и площадь вышележащего склона (5Д) с однородными условиями денудации, получим
v0 = Уа/5ДЛ (1)
В упрощенном варианте
v0 = vn=.Sa/LAt, (2)
где Sa — площадь вертикального продольного сечения аккумулятивной микроформы рельефа, £д — длина вышележащего денудационного склона.
Аккумулятивная микроформа имеет сравнительно небольшие размеры. Максимальная площадь ее продольного сечения, проходящего по азимуту падения склона через морфологическую ось дерева, не превышает 0,2 м2. Гранулометрический состав неоднородный с некоторым преобладанием щебня.
В действительности ствол дерева вследствие ограниченных размеров не является глухим экраном, и рыхлый материал может «обтекать» препятствие. Именно по этой причине эффект дендроэкранирования имеет неявное морфологическое проявление, не поддающееся геометрическому описанию. В подобных случаях данный метод позволяет лишь определить скорость перемещения обломков по поверхности склона [ 1]. Однако на склонах южной экспозиции крутизной более 20° наблюдаются явные гранулометрические и в меньшей степени морфологические (геометрические) признаки экранирования. Поскольку мелкий материал, включая дресву и мелкий щебень, вследствие локальной концентрации стока при обтекании дерева задерживается лишь частично, то для установления объема наползающего материала было использовано соотношение концентраций крупных обломков в теле аккумулятивной (экранированной) микроформы рельефа и «свободно» перемещающемся чехле склоновых отложений.
Минимальный размер учитываемых обломков устанавливался произвольно с
57
целью упрощения расчета объема. Визуально отмечено, что щебень с размерами по длинной оси 2 см и выше имеет явно более высокую концентрацию в теле аккумулятивной микроформы по сравнению с усредненным грансоставом склонового материала в непосредственной близости от дендроэкрана. Логично предположить, что обломки крупнее 2 см в наименьшей степени подвержены воздействию плоскостного (мелкоструйчатого) смыва и других ЭГП в обход дерева.
Боковые границы «призмы» экранирования, внутри которой производился учет обломков крупнее 2 см, выбраны также условно для упрощения измерительных операций в виде двух вертикальных плоскостей, отстоящих на 10 см справа и слева от плоскости с наибольшей площадью продольного сечения. Поскольку ширина экрана (диаметр ствола у основания) составляет 60—80 см (табл. 1), можно уверенно сказать, что этот участок экрана, соответствующий ширине склона 20 см, задерживает наибольший объем коллювиального материала. Нижняя граница «призмы» устанавливалась по разрезу и особых сомнений не вызывала.
Объем крупных обломков определялся с помощью мерной емкости (5 л) по объему вытесненной воды. Во всех анализах содержание обломков крупнее 2’см составляло 40—60% от общего объема экранированного материала. В разрезах, вскрытых до глубины 10 см в стороне от дендроэкранов, доля этой фракции не превышала 40% при среднем значении 30%. Последняя величина принята в качестве «фоновой» в расчете полного объема экранированного материала. Все анализы проводились на склонах южной экспозиции крутизной 27—35° на расстоянии 12—15 м от водораздела или приводораздельного перегиба.
Первые признаки экранирования наблюдались при толщине ствола 15— 20 см. Возраст дерева, соответствующий этой толщине, определялся по спилу и составлял от 40 до 85 лет. Соответственно длительность дендроэкранирования (£э) отличается на эту величину от возраста дерева-экрана.
Поскольку экранирование крупных обломков характерно почти для всех дендрообъектов с диаметром ствола более 15—20 см, то сравнительно небольшой разброс полученных значений у0 или позволяет принять величину 0,03 мм/год (табл. 1) как .минимальную для склонов южной экспозиции крутизной 27—35°. Заметим, что на данных склонах доминируют термо-, гидро- и криогенная десерпция и плоскостной смыв. Явные диагностические признаки других ЭГП отсутствуют.
Оценка скорости денудации по объему коллювиального шлейфа, опирающегося на датированную поверхность. В Южном Приморье широко распространена «луговая» (первая) надпойменная терраса, уступ которой начал формироваться в среднем голоцене [8, 9]. Для водотоков 2—3-го порядков характерны цокольные террасы с четко выраженным уступом высотой 3—4,5 м и незначительными коллювиальными шлейфами, которые лишь в редких случаях достигают мощности .2 м над тыловым швом.
В пределах исследуемого района был выбран коллювиальный шлейф, опирающийся на луговую террасу и коррелятный склону южной экспозиции длиной от 12 до 50 м с относительно ровной, без перегибов поверхностью. Денудационная область склона имеет крутизну 32—39°. Мощность рыхлых отложений изменяется от 0,05—0,15 м вблизи водораздела до 0,2—0,5 м на верхней границе шлейфа.
Шлейф отличается относительно четкими геометрическими признаками, что в целом нехарактерно для исследуемого района и обусловлено высокой крутизной склона. Наибольшая вертикальная мощность шлейфа на участке, коррелятном ложбине, достигает 2,0 м.
По результатам исследований составлены шесть геоморфологических профилей денудационно-аккумулятивного склона с разрезами до коренных пород (табл. 2).
Шурфы показали неоднородное строение шлейфа, сложенного серыми и серокоричневыми слабогумусированными суглинками с дресвой (до 15—20%) и щебнем (5—10%) и двумя-тремя прерывистыми дресвяно-щебнистыми слоями переменной мощности 2—20 см. Наиболее мощные слои (15—20 см) характерны для глубин 100—130 и 40—70 см в разрезах, коррелятных ложбинам.
58
Таблица 2
Морфологические параметры склонов и скорости денудации, определенные по методу датированного базиса коллювиального шлейфа
№ профиля а, град Ьд, м Lp, м La, м Ла, М Sa, М2 Ул(уо),мм/год(10 3 м3/м2 • год)
1 33 12 16 6 0,7 2,8 0,03
2 39 26 38 16 2,0 17,0 0,09
3 39 25 30 7 1,3 5,5 0,03
4 36 34 42 13 1,7 13,0 0,06
5 38 38 46 12 1,2 9,5 0,04
6 35 30 35 8 1,7 9,0 1 0,05
Обозначения: а — средняя крутизна денудационного склона; £д — длина современного денудационного склона; Lp — длина реконструированного денудационного склона (в среднем голоцене); L& — длина поверхности шлейфа по профилю; ha — максимальная вертикальная мощность шлейфа; Sa — площадь вертикального продольного сечения шлейфа.
1) нечетные профили заложены по увалам, четные — по ложбинам, 2) длительность формирования шлейфа, используемая в расчетах, 5500 лет (средняя датировка образования уступа луговой террасы [8]).
Объемная скорость денудации определяется по формулам (1) или (2). В данном случае L — средняя за верхнюю половину голоцена длина денудационного склона, равная примерно полусумме длин современного и реконструированного денудационных склонов. При расчете не учитывался некоторый объем транзитноаккумулятивного материала, находящийся выше морфологически очерченной границы шлейфа и рассматриваемый в качестве транзитного.
В табл. 2 приведены результаты измерений по шести профилям и расчетные величины темпов денудации за последние 5—6 тыс. лет.
Заключение. Методы дендроэкранов и датированного базиса аккумуляции склонового материала дают сопоставимые оценки скорости денудации криповых склонов средней крутизны (26—37°): минимальная — 0,03 мм/год и средняя — 0,04—0,06 мм/год. Учитывая сравнительно небольшой разброс данных по двум независимым методам, можно заключить, что именно эти величины в большей степени соответствуют действительности. Что касается достоверности оценки скорости отступания склона по обнаженным корням, предложенной в данной работе, то, как было отмечено, «среднемаксимальная» линейная скорость денудации характеризует лишь отдельные участки склонов, на которых активность крипа предполагается, выше «фоновой». Вероятно, мы имеем дело с неравновесным балансом рыхлого материала в пределах одного склона, что в целом подтверждается переменной мощностью отложений и собственно микрорельефом. Величина расчетной «среднемаксимальной» гл порядка 0,20—0,25 мм/год для криповых склонов крутизной 26—37° заметно выше реальной средней, что следует объяснить естественным ограничением примененной методики или более высокой современной скоростью отступания склона по сравнению со средней позднеголоценовой. Однако всего трех-четырехкратное отличие этой величины от скорости денудации, рассчитанной по объему коллювиального шлейфа, позволяет принять их как в принципе сопоставимые. Уместно заметить, что при обычном расчете гл ее значения будут в 3 раза выше, т. е. 0,5—0,8 мм/год [ 1,3, 4]. «Среднемаксимальная» скорость отступания пологих криповых склонов нуждается в обстоятельной проверке; относиться к ней следует осторожно. Порядок «среднемаксимальной» скорости 0,7 мм/год для обвально-осыпных склонов косвенно подтверждается ярко выраженной агрессивностью последних по отношению к вышележащим криповым.
59
Проверочные определения ул по обнаженным корням, проведенные в аналогичных природных условиях, но в других районах Южного Сихотэ-Алиня, показали в целом сходные результаты. Полученные данные для склонов восточной и юго-восточной экспозиций крутизной 22—32° (15 анализов) «легли» чуть выше прямой l2 = 0,025Z + 3,8. Среднемаксимальная скорость отступания обвальноосыпных склонов восточной экспозиции крутизной 45—55° оказалась 0,6 мм/год (7анализов).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Толстых Е. А., Клюкин А. А. Методика измерения количественных параметров экзогенных геологических процессов. М.: Недра, 1984. 117 с.
2. Тимофеев Д. А. Терминология денудации и склонов. М.: Наука, 1979. 280 с.
3. Методические рекомендации по фитоиндикации современных экзогенных процессов. Ялта: Гос. Никитский бот. сад, 1987. 41 с.
4. La Marche V. С. Rates of slope degradation as determined from botanical evidence, White Mountains, California//Geol. Surv. Profess. Pap. 1968. V. 352. № 1. P. 341—377.
5. Короткий A. M., Чернышева Э. H. Зональные черты склоновых процессов в муссонном климате (на примере Сихотэ-Алиня)//Проблемы климатической геоморфологии. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1978. С. 142—151.
6. Чернышева Э. Н. Специфика развития склонов в условиях муссонного климата//Климатическая геоморфология Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1976. С. 74—80.
7. Mortinsen Н, Eine einfache Methode der Messung der Hangabtragung unter Wald und einigem bisher damit gewonnen Ergebnisse//Z. Geomorphol. 1964. B. 8. № 2. S. 213—222.
8. Короткий A. M. О возрасте «луговой» террасы на реках Приморья//Вопросы стратиграфии и палеогеографии Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР, 1990. С. 39—58.
9. Короткий А. М., Караулова Л. П., Троицкая Т. С. Четвертичные отложения Приморья. Новосибирск: Наука, 1980. 234 с.
Тихоокеанский институт Поступила в редакцию
географии ДВО РАН 23.03.93
QUANTITATIVE ESTIMATE OF SLOPE PROCESSES ACTIVITY IN THE SOUTHERN SIKHOTE-ALIN
V. N. NEVSKY
Summary
Three independent methods have been used for quantitative estimation of slope processes activity in the Southern Sikhote-Alin. The dendrochronological methods using uncovered roots and dendroscreen were modified for special freezing conditions with respect to climate of East Russia. The so called «maximum-average» denudation rate is 0,20 to 0,25 mm/year for 25—37° creep slopes and 0,7 mm/year for talus slopes. The minimum denudation rate for creep slopes appeared to be 0,33 mm/year. According to colluvium volume evaluation on a dated terrace surface, average denudation rates on 32—39° creep slopes during the last 5000 years are about 0,04 to 0,07 mm per year.
60
УДК551.4.08(575.1)
© 1994 г. А. А. ЮРЬЕВ, А. В. КИРШИН, Л. И. КОЛЫЧЕВА
ОПЫТ ПРИМЕНЕНИЯ МЕТОДОВ ТРЕНД-АНАЛИЗА ДЛЯ ПОИСКОВ НЕФТЕГАЗОПЕРСПЕКТИВНЫХ СТРУКТУР В ОБЛАСТЯХ ОРОГЕНЕЗА
(на примере Байсунской впадины)
Совершенствование методики тренд-анализа применительно к структурной геоморфологии связано с исследованиями рельефа Прикаспийской низменности, Большого Кавказа, морфологии погребенной складки Медвежья [ 1—3] и др. Немаловажные добавления были сделаны при крупномасштабном картографировании локальных структур на Денгизкульском, Аляудинском поднятиях и смежных площадях Западного Узбекистана и Юго-Западного Гиссара. Преобладающее соответствие форм рельефа известным там структурам подтверждено результатами корреляционного анализа по нескольким стратиграфическим горизонтам от верхней юры до палеоцена включительно [4—6]. Оказалось, что на дневной поверхности проявились преимущественно антиклинали подсолевой карбонатной юры как в условиях платформы (75% структур; Денгизкульское поднятие), так и орогена (55%; Караиль-Адамташское поднятие).
Между тем и в горах Средней Азии сохранились площади с такими же высокими, как на платформе, показателями соотношений между формами рельефа и погребенными структурами. Выявленные здесь тренд-анализом положительные аномалии рельефа совпали полностью или в значительной мере с большинством локальных антиклинальных складок, установленных сейсмогравиразведкой и бурением (ПО «Узбекгеофизика», «Узбекнефть», «Узбекнефтегазгеология»).
Особенностями новейшей тектоники гор Средней Азии являются как активизация платформенных структур, так и формирование в мезозойско-кайнозойском покрове зон крупных надвигов с характерной удвоенной системой локальных складок. Обнаружить среди них наиболее погруженные поднадвиговые антиклинали нередко затруднительно даже методами сейсморазведки. Согласно результатам высокоточной гравиразведки, такие антиклинали в большинстве случаев совмещаются в плане с аномальными формами рельефа. Повышенное внимание к поднадвиговым антиклиналям объясняется большей перспективностью их на нефть и газ.
Изучение морфоструктуры Байсунской синклинали (впадины), расположенной на юго-восточном крыле Юго-Западного Гиссара, весьма важно не только для апробации предлагаемой методики, но и в целях уточнения связей между формами рельефа и структурами чехла, поскольку здесь, в отличие от соседних горных районов, сохранился покров слабо размытых неогеновых отложений. Возникновению этих связей способствовала также активизация структур на последних этапах горообразования в апшерон-четвертичное время, благодаря чему впадина преобразовалась в инверсионное поднятие. В современном рельефе это невысокая возвышенность (абс. высоты 600—1300 м) в предгорной зоне Гиссарского хребта. На севере она осложнена эрозионной Кофрунской котловиной и примыкает к небольшим хребтам Байсунтау и Сурхантау, а на юге уступами снижается к Шерабадской равнине.
Неогеновые отложения впадины (мощность 500—800 м на севере, 2000—2500 м на юге) перекрыты маломощными послеинверсионными конгломератами и галечниками апшерона и антропогена. При этом для раннеапшеронских слоев (поли-закская свита) характерно площадное распространение, а позднеапшеронские и антропогеновые концентрируются в долине р. Шерабаддарьи. На севере и юго-востоке отложения неогена ограничены выходами меловых и палеогеновых пород. Общая мощность последних вместе с юрскими отложениями превышает 4—5 км. Холмисто-грядовый рельеф инверсионной возвышенности отражает складчато
61
блоковые структуры осадочного чехла северо-западного и северо-восточного направлений.
Особенно крупными образованиями северо-западного направления являются сравнительно «жесткая» Лянгарская тектоническая ступень на севере и более подвижная Ляйляканская синклиналь на юге. Обе они, по-видимому, древнего герцинского заложения (средний карбон — ранняя пермь). О древнем происхождении их свидетельствует и ориентировка большинства гравитационных аномалий, совпадающая с простиранием герцинид. Вместе с тем величина аномалий различна: на севере преобладают умеренные, на юге — слабые, что указывает на внутренние различия между этими участками фундамента. В разграничении упомянутых блоков (и форм рельефа) участвует асимметричный Алакутанский грабен. Вдоль грабена протягивается трансрёгиональный линеамент [ 7]. Находящаяся южнее односторонняя Гаджирская гряда осложняет северное крыло Ляйля-канской синклинали. Вершина гряды бронирована слабо дислоцированными конгломератами полизакской свиты, которые южнее устилают почти всю поверхность Ляйляканской синклинали.
Крупные региональные образования нарушены сравнительно короткими Бай-сунской, Ямчинской и Ханджарсайской грядами северо-восточного (поперечного) направления. На западе для них характерно совпадение с простиранием нескольких удлиненных гравитационных аномалий, предположительно за-ложившихся в позднегерцинское время (пермь — триас). Первым двум грядам отвечают перемычки, соответственно на западе и в центре Лянгарской ступени, третья расположена на востоке Ляйляканской синклинали и довольно сложна по строению. К ней, возможно, приурочено северное «подземное» продолжение расположенной западнее Келиф-Шерабадской гряды. На северо-востоке она примыкает к выступу мел-палеогеновых пород — хребту Сурхантау.
Третья крупная составная часть Байсунской впадины — Шерабад-Сарыка-мышская гряда протяженностью до 60 км. Как субмеридиональное поднятие она наметилась еще в позднем палеозое [ 8], но в виде мощного надвига появилась в плиоцен-четвертичное время. Для нее характерны крутые, до вертикального, углы вздымания слоев мела и палеогена. Скорее всего образование надвига связано со встречными движениями на восток мел-палеогеновой части разреза Байсунской впадины и на запад — всей мезозойско-кайнозойской толщи Сурхандарьинской впадины. Общая амплитуда сдвиговых перемещений достигла примерно 6—7 км. Другой поддвиг, но уже с северо-запада, также, видимо, играет важную роль в формировании Шерабад-Сарыкамышской гряды на юге, на участке ее коленообразного изгиба.
Вдоль северо-западного края Шерабад-Сарыкамышской гряды по границе с Лянгарской ступенью и Ляйляканской синклиналью прослеживается сравнительно узкий Кагнысайский прогиб, образованный нисходящими движениями в зоне развития толщи верхнеюрских солей, вскрытой на севере (скважина 3 — Гаджак, мощность 1000—1500 м).
Повышению роли структурной геоморфологии при поисках перспективных на нефть и газ структур способствовало использование несколько дополненной нами методики тренд-анализа [4, 5]. В ней, во-первых, выбраны два оптимальных радиуса осреднения рельефа: 3 и 6 км. Они отражают, судя по повторяющимся вершинам кривых синусоиды на соответствующих графиках, периодичность природных процессов. Во-вторых, установлена эффективность использования разности осредненных значений. При этом резко сокращено влияние эрозионного фактора и соответственно увеличено влияние структурного. Так же, как выяснилось, возрастает качество и глубина прогноза, особенно в сложнопостроен-ных надвиговых зонах областей орогенеза.
Высотные отметки рельефа снимались с топокарт м-ба 1:50 000. Расчеты региональных и локальных составляющих (тренды Н3 и Я6, отклонения а3 и а6),
62
Рис. 1. Принципиальные схемы соотношений поверхностей региональных трендов (фонов) и локальных отклонений (аномалий) рельефа в разрезах морфоструктур: а — унаследованной прямой, б — унаследованной наднадвиговой и возрожденной поднадвиговой 1 — дневной рельеф; 2 — положение поверхностей региональных трендов при осреднении рельефа радиусами: а — 3 км (//з), б — 6 км (Нб\ 3 — локальные аномалии рельефа при осреднении радиусами: а — 3 км (аз), б — 6 км (ав); 4 — разностные локальные аномалии (аб—аз или Яв—Яз); 5 — предполагаемое положение антиклинальной складки; 6 — разрывные нарушения; 7 — буровые скважины; 8 — кривые локальных аномалий рельефа радиусами осреднения 3 и 6 км (А) и разности данных осреднения 6—3 км (Б)
разность трендов Н6—Ну или, что то же самое, — аномалий а6 — а3) производились на ЭВМ по составленной программе «ОСРЕД».
Особенности соотношений региональных и локальных элементов рельефа и связь их с антиклинальными складками показаны на принципиальных схемах (рис. 1). В верхней части профилей помещены кривые величин локальных отклонений (аномалий) рельефа в тех же принятых вариантах осреднения (А) и их разности (Б). На одном из них (а) все три кривые, приведенные к горизонтальному уровню и повторяющие друг друга, указывают на прямые структурные связи между формами рельефа и антиклиналью, сформировавшейся в условиях платформы.
Иные структурные соотношения наблюдаются на другом профиле (^отражающем строение активизированных складок в зоне орогенеза. В этом случае максимум нижней кривой смещен относительно двух верхних на 2—3 км и более к западу, т. е. в сторону, обратную движению надвига. Разностная кривая, как предполагается, отмечает положение поднадвиговой складки относительно наднадвиговой, что частично подтверждено бурением.
Аналогичным образом, судя по данным бурения, построена антиклиналь Сан-гардак на северо-западе Сурхандарьинской впадины. В бортах одноименной долины обнажаются отложения мио-плиоцена, слагающие свод, который отвечает, видимо, пока еще не вскрытой скважинами поднадвиговой части антиклинали. Наднадвиговая складка вскрыта немного восточнее, но в отложениях и рельефе не выражена [ 9]. Подобным складчатым деформациям подверглась также Шера-бад-Сарыкамышская гряда. Особенно заметно это явление по дислоцированным валунно-галечниковым отложениям позднего апшерона, образующим небольшую асимметричную антиклиналь при пересечении почти вертикально стоящих слоев мела и палеогена в юго-западном окончании гряды, в месте ее сочленения с соседним Калиф-Шерабадским поднятием. При этом свод антиклинали оказался над известняками палеоцена. Подобным образом складчатые формы поверхности
63
Рис. 2. Карта разностных аномалий рельефа Байсунской впадины и результаты интерпретации геологогеоморфологической информации 1 — изолинии разностных аномалий рельефа, м; 2 — обнажения палеогена (Рг — эоцен, Pi — палеоцен); 3—4 — разрывные нарушения, установленные и предполагаемые по данным: 3 — геолого-геофизических работ, 4 — морфоструктурного анализа; 5 — зоны надвигов; 6 — направления и типы горизонтальных перемещений блоков: а — надвиги, б — поддвиги; 7—8 — антиклинали, установленные и предполагаемые по данным преимущественно: 7 — сейсморазведки и бурения (по кровле карбонатов юры), 8 — сейсморазведки (по кровле нижнего мела); 9 — гравитационные аномалии (в качестве положительных структур): а — умеренной интенсивности, б — слабой; 10 — контуры останцово- холмистого рельефа (в аномалиях осреднения радиусом 6 км); 11 — предполагаемое «подземное» продолжение Келиф-Шерабадской гряды; 12 — возможное положение Западно-Ког-нысайской зоны наднадвйговых складок; 13 — буровые скважины; 14 — геолого-геоморфологические профили.
Структуры 1 -го порядка: I — Байсунская впадина, II — Сурхандарьинская впадина. Структуры 2-го порядка: А — Лянгарская ступень, Б — Ляйляканская синклиналь, В — Шерабад-Сарыкамышская гряда. Структуры 3-го порядка: Ai — Алакутанский грабен, Bi — Когнысайский прогиб. Антиклинали и потенциальные морфоструктуры (цифры в кружках): 1 — Байсун, 2 — Ямчи, 3 — Чарбак, 4 — Северный Гаджак, 5 — Гаджак, 6 — Гаджир, 7 — Кызылкия, 8 — Шурчи, 9 — Сардоб, 10 — Южный Дербент, 11 — Южный Янгихаят, 12 — Северный Ляйлякан, L3 — Алакутан, 14 — Западный Когнысай, 15 — Южный Когнысай, 16 — Аккапчигай, 17, 18 — Баянгора (два купола), 19 — Северный Коксай, 20 — Когнысай-Коксай, 21 — Бешкыз
64
гряды расположены на значительном протяжении, но они нашли отражение лишь в аномалиях разности, поскольку отложения апшерона там не сохранились.
О возрасте структур зон надвигов известно, что более погруженные поднадвиговые антиклинали явно донадвигового происхождения (поздневерхнеюрская фаза складчатости), а наднадвиговые, нередко вышедшие на дневную поверхность, — новейшие, соответствующие времени образования надвигов (плиоцен).
Вполне очевидно, что вертикальные тектонические движения палеозойского фундамента и подсолевого осадочного комплекса достигают дневной поверхности, слабо отражаясь на строении промежуточной, мел-палеогеновой, части разреза осадочного чехла. Амплитуды этих движений много меньше, чем деформации надвиговой толщи.
Также следует отметить, что на расчеты аномалий рельефа и на их морфологические черты оказали влияние разновысотные эрозионные останцы на западных крыльях наднадвиговых антиклиналей. Эти всхолмления — фрагменты размытых складок в послеинверсионных слоях апшерона. Иногда рассчитанные по-разному аномалии рельефа (осреднение 6 км и разность 6—3 км) не полностью совпадают своими контурами, но тем не менее идентичны друг другу.
Составленные карты Байсунской впадины характеризуют гипсометрическое положение поверхностей тренда (Н3 и и позволяют оконтурить крупные неровности рельефа. Они повторяют элементы структуры района лишь в общем плане и в поисковых целях могут быть использованы весьма ограниченно. Напротив, карты, содержащие положительные и отрицательные; величины локальных аномалий рельефа, а также их разность, позволяют различать детали преобразованной поверхности, особенно в условиях низкого «среза» дневного рельефа, благодаря чему достигается наибольшая контрастность его локальных форм. Эти аномалии по аналогии с геофизическими названы нами геоморфологическими аномалиями [ 4], но удобно их называть также локальными «моделями» рельефа.
По рисунку изолиний локальных аномалий рельефа в Западном и Южном Узбекистане выделяются две основные группы моделей: останцово-холмистые и брахиформные. Останцово-холмистые модели — это группы многочисленных мелких эрозионных останпов, различающихся по высоте и плановому рисунку. Брахиформные модели представлены целостными, овальными, грушевидными, дугообразно-изогнутыми и другими формами. Брахиформные модели, подтвержденные сейсморазведкой и бурением, принимаются в качестве локальных морфо-структур; модели, не прошедшие этой проверки, рассматриваются лишь как потенциальные морфоструктуры.
Уточненная методика тренд-анализа в целях прогноза структур, перспективных на нефть и газ, в значительной мере себя оправдала. Об этом свидетельствуют результаты геолого-геофизических работ в пределах Денгизкульского и Аля-удинского поднятий [4, 5], Кашкадарьинской впадины [10] и Дехканабадского прогиба, где подтвержден ряд ранее спрогнозированных погребенных антиклиналей (Ходжабай, Джайран, Пограничная, Кайрагач, Центр, Дехканабад и др.).
Для Байсунской впадины составлены и проанализированы все варианты расчетных карт, но в статье приведена лишь одна — разностных аномалий, являющаяся наиболее информативной, дополненной геолого-геофизическими и буровыми данными (рис. 2). Изолинии положительных и отрицательных аномалий рельефа, неравные по величине — показатели существенных различий структурной ситуации впадины. Наименьшие аномалии сконцентрированы в пределах сильно размытой Лянгарской ступени (±20 м; Корфунская котловина) и Ляйляканской синклинали (от —20 м до +30 м), максимальные (до 100 м) — на вершинах Шерабад-Сарыкамышской и Гаджирской гряд. Особенно наглядно структурные образования района, связь их с рельефом и его генерализованными элементами представлены на геолого-морфологических профилях (рис. 3).
В Байсунской впадине (в границах исследованной территории) в рельефе и в осадочном чехле выявлено 22 структурных образования (морфоструктуры 4-го
3 Геоморфология, № 1
65
66
порядка). Сейсморазведкой и бурением установлено локальных антиклиналей — 4, только сейсморазведкой — 6, по брахиформным моделям предположительно выделено — 10.
Подсолевая антиклиналь Гаджак расположена на юго-востоке Лянгарской ступени в самой низкой части Кофрунской котловины. На дневной поверхности в ее присводовой части р. Кофрун прорезает отложения неогена, слагающие две холмистые возвышенности (аномалии +5 4 15 м). Поэтому она в связи с интенсивной денудацией представлена в рельефе обратной морфоструктурой. По кровле карбонатов юры антиклиналь состоит из двух куполов общей площадью 5X5 км. К западному куполу приурочена гравитационная аномалия. По данным бурения, свод складки по кровле юры находится на глубине 3400—3600 м. Соседняя структура Северный Гаджак в рельефе не выражена. Относительно Гаджака она несколько погружена, в плане изогнута (выпуклостью на север) и также прослеживается по всем горизонтам чехла.
Брахиформные модели Байсун и Ямчи, расположенные на смежных возвышениях на западе ступени, ориентированы субмеридионально, имеют грушевидную форму с изогнутым к юго-востоку утолщенным окончанием (величина аномалии 15—25 м). Байсунская аномалия рельефа совпадает с обширной Актусарской аномалией силы тяжести северо-восточного простирания и частично с одноименной в карбонатах юры структурной зоной, что подтверждает правомерность ее выделения как антиклинали. Аномалия Ямчи возникла на месте нескольких структурных носов в тех же отложениях. Ей отвечают небольшие по площади гравитационные аномалии. Обе брахиформы — возрожденные морфоструктуры по отношению к подсолевым антиклиналям, погребенным под толщей отложений мела и палеогена. В их образовании участвовали тектонические поднятия и избирательная денудация (рис. 3, профиль I—I).
Основу Ханджарсайской гряды (рис. 3, профиль И—II) составляют, судя по присутствию здесь двух брахиформных моделей — Шурчи и Сардоб, одноименной гравитационной аномалии, а также по дислоцированности конгломератов полизакской свиты, две антиклинальные складки, вероятно, совмещенные с упомянутым «подземным» (подсолевым) продолжением Калиф-Шерабадского поднятия. Возможные размеры складок: длина 5—6, ширина 2,5—3 км. Эта структурная зона изогнута к юго-востоку под влиянием сдвига в направлении южного окончания Шерабад-Сарыкамышской гряды. Несомненно, брахиформы Шурчи и Сардоб следует рассматривать в качестве возрожденных морфоструктур по отношению к антиклинальным складкам основания гряды, считаемым поднадвиговыми (глубина залегания антиклиналей примерно 5000—6000 м).
Сейсморазведочными работами выявлена ещё одна структурная зона, примыкающая с юго-востока к Ханджарсайской и также изогнутая. В нижнемеловых отложениях (неоком — апт) ей отвечают антиклинали Северный Ляйлякан, Южный Янгихаят и Южный Дербент (отметки сводов: —2300 4----3200 м). Эти
антиклинали, вероятно, образовались в процессе развития новейшего надвига на его восточном краю, выдвинутом в Когнысайский прогиб и там опустившемся. Характерно, что на карте разностных аномалий Южный Янгихаят отсутствует, а две другие выражены слабо. На карте с осреднением 6 км складки Южный Янгихаят и Южный Дербент показаны как две аномалии, соответствующие на дневной поверхности небольшим всхолмлениям, а Северный Ляйлякан, расположенный в долине р. Шерабаддарья, представлен обратной морфоструктурой.
Рис. 3. Геолого-геоморфологические профили через Байсунскую впадину (положение см. рис. 2) Отложения: 1 — плиоцена (Аз), 2 — миоцена (М), 3 — палеогена (Pi—г) , 4 — нижнего — среднего мела (Кг, Ki), 5—6 — верхней юры: 6 — соленосная (Jskm—t), 6 — карбонатная (/зс/—ох), 7 — нижней — средней юры (/1 — г). Разрывные нарушения: 8 — а — надвиговые, б — прочие; 9 — предполагаемая глубина залегания карбонатов юры в своде антиклиналей; 10 — толща надвига и ее подошва; 11 — буровые скважины и их номера; 12 — графики: А — локальных аномалий с радиусами осреднения 6 км (пунктир), Б — разность локальных аномалий 6—3 км (сплошная линия)
3*
67
Присутствие крупной антиклинали в подсолевом комплексе юры можно предположить также в пределах Гаджирской гряды (рис. 3, профиль III—III). На это указывают брахиформная модель рельефа (12X5 км) и Итбулакская гравитационная аномалия значительной интенсивности. Ожидаемая глубина залегания складки около 5000—5500 м.
Более контрастные соотношения между морфологией наднадвиговых и поднадвиговых структур наблюдаются в пределах Шерабад-Сарыкамышской гряды. В какой-то мере это подтверждено бурением (Баянгора) и сейсморазведкой (Ког-нысай). Так, действительное положение восточного крыла и свода поднадвиговой антиклинали Баянгора намечается достаточно условно, несмотря на то, что слагающие их неогеновые и мел-палеогеновые отложения вскрыты скважинами и пройдены по соседству в ущелье р. Кофрун, расположенном как бы на продолжении Алакутанского грабена и отделенном от антиклинали наметившимся разломом. Вполне возможно, что эти элементы антиклинали находятся на 200—300 м выше, чем показано на профиле I—I (рис. 3). Антиклинали Баянгора, возможно, отвечают в генерализованном рельефе две брахиформы, расположенные субширотно, что может свидетельствовать о ее двухкупольном строении. Протяженность общей структуры 10—12 км, ширина — 3—4 км. Для нее характерна резко выраженная асимметрия, свойственная всей поднадвиговой зоне; ее крутое северо-западное крыло срезано надвигом.
Наднадвиговые складки на площади Баянгора не известны. Они обнаружены сейсморазведкой в средней части Шерабад-Сарыкамышской гряды (рис. 3, профиль II—II) — цепочка антиклиналей Когнысайской группы в отложениях нижнего мела. Выявлены лишь часть сводов и северо-западные крылья структур (абс. высоты —2100 4-2400 м). На дневной поверхности они частично совпада-
ют с отложениями глин и известняков палеогена. Недостающая восточная половина складок как бы «надстроена» брахиформой Коксай, совпадающей, как и в юго-западном окончании гряды, с антиклинальным изгибом ее поверхности.
Очевидно, брахиформа Когнысай-Коксай — яркий пример возрожденной морфоструктуры, что связано скорее всего с активными тектоническими поднятиями поднадвиговой антиклинали Коксай, приведшими в апшероне и антропогене к образованию в надвиговой толще антиклиналей Когнысай. Возможно предположить, что длина антиклинали 5—7 км, ширина — 2,5—3 км, глубина залегания свода ~ 5000 м. Видимо, аналогичны соотношения морфологии дневной поверхности и поднадвиговых структур на площадях Северный Коксай, Бешкыз и др.
Перспективность упомянутых поднадвиговых антиклиналей, как и всего Шерабад-Сарыкамышского поднятия, преимущественно на газ, может существенно возрасти, если подтвердится предположение о приуроченности к карбонатам юры рифовых построек (барьерного типа) в качестве емких коллекторов [11].
Складки и разрывы в породах надвига также возникали под воздействием сдвиговых деформаций у северо-западного подножия Шерабад-Сарыкамышской гряды по границе с Когнысайским прогибом. Они отчетливо выражены в современном рельефе цепочкой невысоких холмов и представлены по крайней мере тремя морфоструктурами — Южный и Западный Когнысай и Алакутан. Активное газопроявление из скв. 2 — Когнысай (интервал 2683—2848 м) свидетельствует об открытии новой зоны газопроявления, названной нами Западно-Когнысайской. Протяженность ее около 20 км при ширине в 1,5—2,0 км.
Лучше изучена наиболее выразительная в рельефе асимметричная морфост-руктура Западный Когнысай, выделившаяся в средней части зоны (рис. 2, 3, профиль II—II). Значения локальных аномалий в ее пределах растут к востоку от 0 до 160 м. В том же направлении поднимается кровля глин эоцена (скв. 3, —1531 м; скв. 2, —1385 м), слагающих западное крыло одноименной асимметричной антиклинали. Восточное ее крыло вблизи скв. 2, возможно, срезано разломом, к которому приурочено прямолинейное ущелье р. Коксай.
68
Выводы
1. Прогноз антиклинальных складок по крупномасштабным картам с геоморфологическими аномалиями или моделями рельефа останцово-холмистых и бра-хиформных типов позволяет характеризовать складчатые и разрывные деформации по всему разрезу осадочного чехла. Разделить структурные формы на подсолевые, поднадвиговые и наднадвиговые антиклинали надежнее всего с привлечением материалов сейсмогравиразведки и бурения. В орогене, как и на платформе, наблюдается высокая степень (77%) соотношений между формами рельефа и погребенными структурами. В рельефе не выражены, погребены в Когнысайском прогибе наднадвиговые антиклинали Северный Ляйлякан, Южный Янгихаят и Южный Дербент, а также подсолевая складка Северный Гаджак.
2. Изучение соотношений между формами рельефа и погребенными антиклинальными складками Байсунской впадины позволило выделить в ней три типа локальных морфоструктур: 1) сквозные — выраженные в рельефе: а) прямо (Гаджир, Кызылкия, Западный Когнысай; вероятные Южный Когнысай, Алаку-тай); б) обратно (Гаджак); 2) возрожденные (подсолевые) — в эрозионных формах рельефа (Байсун, вероятно Ямчи, Чарбак); 3) возрожденные (поднадвиговые) — выраженные как в рельефе, так и в деформациях послеинверсионных слоев апшерона и наднадвиговой толщи (Шурчи, Сардоб, Баянгора — два купола, Ког-нысай-Коксай, Аккапчигай, вероятные Северный Коксай, Бешкыз).
3. Приведенные материалы по прогнозу нефтегазоперспективных структур в орогенной Байсунской впадине свидетельствуют о достаточно высокой эффективности методов тренд-анализа. Дополненная методика тренд-анализа вполне применима при поисках новых нефтегазоперспективных площадей и в других регионах новейшего орогенеза (Афгано-Таджикская впадина, Копетдаг, Северное Предкавказье и др.). Для подтверждения соответствия локальных аномалий рельефа предполагаемым в осадочном чехле антиклиналям на других площадях необходимо проводить детальные сейсморазведочные работы и бурение.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Берлянт A. Mf, Перминова В. Н. Разложение поверхностей на составляющие как метод структурногеоморфологического анализа//Геоморфология. 1971. № 3. С. 73—86.
2. Гостева Т. С., Патракова В. С. Опыт тренд-анализа и его использование при морфоструктурных исследованиях//Геоморфология. 1983. № 4. С. 42—48.
3. Черванов И, Г. Выявление на основе тренд-анализа структурных элементов и форм палеорельефа в пределах локальной брахиантиклинальной складки//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1979. № 6. С. 157—162.
4. Юрьев А. А., Киршин А. В. Морфоструктурный анализ как средство прогнозирования погребенных структур с органогенными постройками (на примере Западного Узбекистана)//Геоморфология. 1982. № 1. С. 33—38.
5. Юрьев А. А. К познанию тектонического строения Аляудинского поднятия (Бешкентский прогиб) //Узбекск. геол. журн. 1978. № 5. С. 77—83.
6. Юрьев А. А. К обоснованию эффективности поисковых геоморфологических работ на нефть и газ в связи с обнадеживающей корреляционной связью рельефа с погребенными структурами (на примере Денгизкульского поднятия) //Вопр. региональной геологии нефтегазоносных областей Узбекистана. Тр. ИГИРНИГМ. Ташкент: САИГИМС, 1978. Вып. 9. С. 60—68.
7. Тевелев А. В. Алакутанский трансрегиональный линеамент Юго-Западного Гиссара по данным дешифрирования космических снимков//Исслед. Земли из космоса. 1982. № 1. С. 20—24.
8. Синельников Bf Я., Киршин А. В., Нюссер Э. Г. Тектоника и перспективы нефтегазоносности Сурхандарьинской мегасинклинали. Ташкент: Фан, 1981. 160 с.
9. Юрьев А. А. К тектонике и перспективам нефтегазоносности севера Сурхандарьинской впадины по данным морфоструктурного анализа//Геология и нефтегазоносность юрских отложений Южного и Западного Узбекистана. ИГИРНИГМ. Ташкент: САИГИМС, 1986. Вып. 60. С. 21—29.
10. Юрьев А. А., Киршин А. В. Остаточные аномалии рельефа Кашкадарьинской впадины и их структурно-геоморфологическая интерпретация//Узбекск. геол. журн. 1977. № 6. С. 31—37.
И. Бабаджанов Т. Л., Кунин Н. Я., Лук-Зильберман В. М. Строение и нефтегазоносность глубокопог-руженных комплексов Средней Азии по геофизическим данным. Ташкент: Фан, 1986. 222 с.
ИГИРНИГМ, Ташкент Поступила в редакцию
08.08.91
69
AN ATTEMPT TO APPLY TREND-ANALYSIS TECHNIQUES TO SEARCH FOR OIL- AND GAS-BEARING STRUCTURES IN OROGENIC REGIONS (A CASE STUDY OF THE BAISUN BASIN)
A. A. YURIEV, A. V. KIRSHIN, L. L KOLYCHEVA
Summary
Morphostructural analysis of the orogenic Baisun basin has been carried out using two levels of topographic generalization (by averaging over radii 3 and 6 km long) and differences between the two levels (6 minus 3 km). The resulting maps, supplemented with geological-geophysical materials and drilling data, elucidated pattern of local topographic anomalies (models) or morphostructures which are genetically related to under-salt structures, and to structures above and below overthrusts. About 10 morphostructures have been indentified by corresponding gravity anomalies.
70
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1 январь — март 1994
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.4:551.24
© 1994 г. С. М. АЛЕКСАНДРОВ
НЕЛИНЕЙНОСТЬ РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИХ ПРОЦЕССОВ ШОВНЫХ ЗОН 1
Нелинейность рельефообразующих процессов внутриконтинентальной и континентально-океанической межплитных шовных зон [ 1] отражает два важнейших типа взаимодействия литосферных плит: островодужный деструктивно-субдукционный и орогенный деструктивно-коллизионный.
Нелинейность в абстрактно-математическом смысле означает определенный тип уравнений, содержащих искомые величины в степенях более единицы [2]. Такие уравнения имеют несколько качественно различных решений. Гносеологический (физический) смысл нелинейности в том, что множеству решений подобных уравнений соответствует разнообразие путей эволюции природных объектов, связанное с бифуркациями при изменении параметров среды (давления, температуры, абсолютной высоты и др.).
Поскольку в науках о Земле понятие нелинейности не имеет однозначных определений, то необходимо кратко охарактеризовать существующие представления. В наиболее общем виде нелинейность связывается с проявлением стохастических и нередко случайных трудно предсказуемых связей, в отличие от детерминированных причинно-следственных связей, при реализации которых ход развития может быть однозначно интерполирован в прошлое и будущее.
В геоморфологии под нелинейностью связей часто понимается непропорциональность соотношения факторов рельефообразования и геоморфологических последствий: второй закон флювиальной геоморфологии [ 3], шестой закон общей геоморфологии [ 4]. Теоретически это выражается в квадратической или кубической зависимости расхода наносов от расхода воды, что особенно ясно проявляется при муссонных паводках на реках Дальнего Востока. Натурные наблюдения показывают, что по мере размыва, углубления и увеличения емкости отрицательных форм рельефа в них концентрируются водотоки и резко нарастает интенсивность эрозии (эрозионные каскады). Подобные процессы наблюдаются при сильных приливах и штормовых нагонах (микротрансгрессиях) во время тайфунов.
Нелинейность проявляется также в нестационарности и резких различиях скоростей рельефообразующих процессов [5]. Фоновые скорости (мм/год) характерны для стационарных линейных процессов, захватывающих обширные площади, формирующие литодинамические «слои» с ламинарным режимом (вертикальные эпейрогенические движения, рифтогенез, трансгрессии и регрессии Мирового океана, крип, солифлюкция). Аномальные скорости(м/сут), т. е. на 3—5 порядков выше, типичны для нелинейных процессов, локализующихся в виде литодинамических «потоков», отличающихся циклической нестационарностью и турбулентностью (лавовый и грязевой вулканизм, паводковая боковая эрозия, штормовая
1 Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (код проекта 93-05-9496 «Нелинейность рельефообразующих процессов»).
Автор выражает благодарность за советы профессору Д. А. Тимофееву.
71
абразия, суспензионные потоки, дефляция). Экстремальные скорости (м/с), т. е. на 8—10 порядков выше, чем фоновые, характеризуют режимы с обострением Blow up, локализующиеся в литодинамических «струях» с пульсационной неритмичностью (импульсностью) проявления (сейсмодислокации, эксплозивный вулканизм, цунами, сели, оползни, обвалы, лавины, турбидитное слайсирование).
Энергия нелинейных процессов, пропорциональная квадрату скорости, в случае лавинных эффектов не поддается детерминистскому причинно-следственному количественному анализу вследствие явлений саморазгона. Подобные явления создают стохастические саморазвивающиеся, обычно трудно предсказуемые пространственные геоморфологические структуры, нередко называемые диссипативными, локализующимися на сверхбыстрых процессах [6]. Нелинейный режим с обострением может, например, сформировать локальные структуры грандиозного масштаба, но по геологическим меркам эфемерные во времени. Ключевская группа вулканов, объемом в несколько тысяч кубических километров, сформировалась за несколько тысячелетий, т. е. в масштабе геологического времени почти мгновенно [7]. Последние результаты изучения сибирских траппов [8] свидетельствуют, что около 250 млн. дет назад произошли гигантские катастрофические извержения, сформировавшие массив 1500 км в поперечнике, мощностью около 1 км, т. е. объемом в несколько миллионов кубических километров всего за 600 тыс. лет. Скорость вулканических процессов в обеих случаях сопоставима, хотя на Камчатке вулканизм связан с субдукцией, а в Сибири, по-видимому, с рифтогенезом. Усредненные скорости накопления вулканических осадков на Сахалине на несколько порядков ниже.
В геоморфологической системе водораздел — склон — долина увеличение непропорциональности связей и скачки скоростей приурочены к наиболее крутым склонам, особенно к их резким перегибам и уступам.
В палеогеоморфологическом аспекте нелинейность прослеживается в различных траекториях эволюции рельефа внутриконтинентальной и континентальноокеанической шовных зон за последние 100 млн. лет [ 1]. Скачкообразный рост форм рельефа и увеличение абсолютных высот связаны с несколькими эпохами орогенеза и вулканизма (ларамийской, алеутской, курильской, сахалинской)2*. Для последних этапов плейстоцена характерна также различная адаптивность геосистем к последствиям глобального потепления [ 9]. Так, таяние морских льдов линейно связано с повышением температуры и происходит за несколько лет, реакция почв и рельефа более резистентна и реализуется в течение десятков и сотен лет. В этом случае нелинейность связана с запаздыванием процессов.
Глобальная диссимметрия и тектоническая неоднородность геоида: отличие Тихоокеанского океанического сегмента от Индо-Атлантического материкового (с молодыми океанами) объясняется нелинейностью развития метакристаллической структуры Земли [ 10]. Это проявляется в геоморфологических, геотектонических и геофизических различиях: под Тихим океаном астеносфера поднята до 40 км, под Евразиатским континентом опускается до 160 км. Региональная асимметрия Охотско-Чукотского, Сихотэ-Алиньского, Камчатского вулканических поясов, выражающаяся в рельефе и активности вулканизма, отражает импульсно развивающиеся, нестационарные тектонические процессы мезозойско-кайнозойского возраста на активных субдукционных окраинах тихоокеанского типа, в отличие от пассивных окраин атлантического типа (арктические окраины).
Весьма широкий спектр явлений характеризует динамическую нелинейность. К ней относится гравитационная неустойчивость [11], реализующаяся в шовных зонах на мантийно-литосферном, стратисферном и геоморфологических уровнях, лавинные эффекты как аккумулятивные, так и деструктивные. Если за единицу скорости осадконакопления в Мировом океане (Б) принять среднюю скорость терригенной седиментации 1—5 мм/1000 лет, то скорость осадконакопления
2 Соотношение времени орогенеза и эпейрогенеза колеблется от 1: 15 до 1: 75 (ларамийской, курильской, сахалинской фаз орогенеза).
72
«ураганного» типа на материковом подножии возрастает в умеренных широтах до 50—500 Б, а в дельтах субтропиков и тропиков еще значительнее: дельта Куры — 6000, Миссисипи — 10000, Меконга — 30000 Б [12], т. е. на несколько порядков. Выявлена нелинейная зависимость между началом разрушения снежного покрова в горах Средней Азии и Дальнего Востока и временем схода последних лавин, причем* стохастичность процесса возрастает в областях муссонного климата, где снежный покров более неоднороден [ 13]. Наконец, нелинейность, проявляющаяся при рельефообразовании, связана с интерференцией волн и течений («девятый вал», «кейпроллеры»), закручиванием потоков, струй (водовороты, стремнины), циклонально-вихревыми процессами (песчаные бури, смерчи).
Итак, к основным признакам нелинейности рельефообразующих процессов в широком смысле можно отнести: непропорциональность связей между факторами рельефообразования и геоморфологическими последствиями; пульсационность, нестационарность и скачки скоростей процессов; резкие различия уклонов и уступы, обусловливающие их неравномерность; стохастичность траекторий эволюции; глобальную, региональную и локальную асимметрию рельефа; гравитационную неустойчивость; лавинные эффекты, волновой хаос. Наиболее общей причиной нелинейности является переход от упорядоченности к хаосу под влиянием саморазвития или внешних воздействий [ 14] как для рельефообразующих процессов, так и для геоморфологических структур.
Парагенезисы древних и современных рельефообразующих процессов в шовных зонах, которые будут рассмотрены конкретно, приурочены к четырем основным комплексам морфоструктур и морфоскульптур: а) горным складчатым и вулканическим эрозионно-денудационным поднятиям; б) субаэральным и шельфовым аккумулятивным равнинам; в) сбросово-флексурному турбидитно-гравитационному материковому склону; г) аккумулятивному материковому подножию (лавинная аккумуляция) и котловинам (аккумуляция взвесей).
Парагенезисы рельефообразующих процессов можно рассматривать на различных масштабных уровнях: фаций, формаций, ассоциаций. К фациям можно отнести «элементарные» процессы: пляжевую аккумуляцию, перемещение снега в лавинных лотках, лавовые струи, пепловые выбросы. К формациям относятся соответственно локальные комплексы долинных процессов (русловых и пойменных), аккумуляции и абразии береговых форм, процессы на лавинных склонах, лавовые потоки и жерловые выбросы. К ассоциациям относятся региональные комплексы процессов на аллювиальных и морских равнинах (крупных долинах и на побережьях), в нивальной зоне гор, эксплозивного и эффузивного генезиса на вулканических хребтах и равнинах.
Каждая из фаций, формаций, ассоциаций занимает определенную «гипсометрическую нишу» или высотный уровень, хотя, к примеру, вулканические процессы часто как бы «пронизывают» земную поверхность независимо от высоты (подводный и субаэральный вулканизм).
Для горных и островодужных поднятий характерны гляциально-нивальные, гравитационные, эрозионно-денудационные процессы. Для субаэральных и шельфовых равнин характерны делювиальные, солифлюкционные, термокарстовые, аллювиально-пролювиальные абразионно-аккумулятивные процессы. На материковом склоне преобладают гравитационные турбидитные и обвально-оползневые процессы, сменяющиеся на материковом подножии суспензионными потоками и подводными дельтовыми процессами. Ясно резкое различие процессов, что подробнее рассмотрено для девяти высотных ярусов земной поверхности [ 5]. Если для подводных ярусов решающее значение в формировании парагенезисов геоморфологических процессов имеет гипсометрическое положение, то для суши весьма важны зонально-климатические факторы, как для горных поднятий, так и для равнин.
Рассмотрим отдельно проблемы нелинейности в динамическом, структурном и эволюционном аспектах.
Динамическая нелинейность; Изучение потоков вещества и энергии в гео-
73
Таблица 1
Характерное время рельефообразующих современных процессов и типичные формы-индикаторы их проявления
Тип процесса 101 — 10-1 лет, 10 лет — 1 месяц Шкала 10~2 — 10~4 лет, 3 суток — 1 час 10~5— 10—7лет, минуты—секунды
Космогенные 11-летний цикл и годичные флуктуации (ландшафтные изменения) Метеоритные «дожди» (кольцевыеструктуры) Метеоритные «удары» (астроблемы)
Атмосферные Пассаты, муссоны (барханы, дюны) Циклоны, фены, боры (котловины выдувания) Шквалы, смерчи, вихри (эффекты песчаных бурь)
Гидрогенные Годовые и сезонные Суточные наводнения Грозовые потоки
субаэральные разливы (озера) (подтопление, русла временные) (водопады, каскады)
Гидрогенные Трансгрессии (региональная Нагоны, штормы, приливы- Резкое усиление
субаквальные абразия) отливы (локальные размывы) волнения, пики приливов (абразионные катастрофы)
Гидрогенные Течения, взвеси Суспензионные потоки Турбидные потоки
аквальные (аккумулятивные шлейфы) (аккумулятивные конусы) (подводные каньоны)
Гляциально- Щиты, ледники (морены, Пульсирующие ледники Ледопады, лавины
нивальные деструктивные склоны) (подпрудные озера, каналы прорыва) (ледяные и лавинные лотки и ложбины)
Гидрогенно- Серии селей сезонно- Сели суточного цикла Сейзо-ивулкансюели
гравитационные годичного цикла(конуса выноса) (временные водотоки и коллювиальные гряды) (эровиюжолтю-виальный«хаос»)
Гравитационные Отседания, особы, курумы (относительно сглаженные формы) Оползни, каменные глетчеры, каменные реки (свежие формы) Сейсмооползни, сейсмообвалы, сейсмоосыпи (гравитационный «хаос»)
Термогенные Термокарст, пучение, солифлюкция (котловины, конусы, шлейфы) Термоабразия, термоэрозия (уступы, русла, ложбины) Термооползни, термообвалы (хаотический микрорельеф)
Вулканогенные Экструзии, лавовые, пепловые, грязевые поля (купола, шлейфы) Лавовые потоки, пеплопады, сольфатары (свежие вулканические формы) Вулканические взрывы, гейзеры (кратеры, вулканический «хаос»)
Сейсмогенные Общая характеристика процессов Унаследованные землетрясения (оейсмвдклокации) Линейность 1 Стационарные ламинарные режимы Слои( кризисы) Сейсмофоршоки свежих землетрясений (нарушения гидрогеологического режима) «линейность Пульсационные турбулентные режимы Потоки( кризисы) Главные сейсмоудары (рвы, уступы, следы цунами) Аритмичные режимы с обострением Струи( катастрофы)
графической оболочке — одна из ключевых задач анализа состояния природной среды, прогноза ее глобальных, региональных и локальных изменений. Исследования проблемы геодинамики рельефа теоретически связаны с парадигмой неокатастрофизма, пришедшей на смену детерминистскому актуализму, согласно которому процессы формирования рельефа в ходе его эволюции происходят с неизменной скоростью. Если динамические детерминированные картографические или графические модели отражают прогнозируемое развитие линейнцх процессов, то динамические стохастические модели отражают сущность нелинейных процессов. Примером может служить большое количество работ, посвященных кардинальным отличиям медленных движений грунтов от быстрых оползней, движений ледников от сверхбыстрых лавин, глобальной абразии вследствие парникового эффекта от штормовых нагонов. Актуальность проблемы подчеркивается следующим. Геофизик Р. Хейден и физик Д. Трефил опубликовали в журнале «Сайенс» 20 «великих научных истин». Оба положения наук о Земле: 15. Поверхность Земли постоянно изменяется; 16. Все процессы на Земле проходят циклично,
74
имеют непосредственное отношение к проблемам геоморфологической динамики и эволюции.
Для большинства литодинамических «слоев», «потоков», «струй» при увеличении их скоростей характерен переход от ламинарного к турбулентному процессу. По мере возрастания вязкости потоков, их сопротивления и изменения внутренней структуры: атмосферных (муссоны, тайфуны, вихри), гидросферных (течения, стремнины, водовороты), гляциосферных (щиты, ледники, ледопады), геоморфологических (отседания, оползни, обвалы, солифлюкция, сели, грязекаменные лавины), литосферных (микроплиты, покровы) для подобного перехода необходим * рост напряжения внешних воздействий: гравитации (уклоны), скорости вращения Земли (широта), давления, температуры. Для рельефообразующих процессов роль гравитационных сил особенно значительна, хотя кроме потоков с резкими фазовыми переходами (газ, вода, лед, поверхность Земли, литосфера) достаточно широко распространены «микстовые» потоки: воздушно-песчаные, водно-суспензионные, мерзлотно- и льдисто-обломочные и т. п. Восходящие потоки, преимущественно эндогенные, увеличивают гравитационную неустойчивость, нисходящие потоки, преимущественно экзогенные, снижают ее (закон расчленения и выравнивания рельефа [ 15,16]).
Долгопериодные геодинамические взаимодействия имеют четыре основных временных диапазона: кайнозойские — Ю8 лет (100 млн.), плейстоценовые — 106 лет (1 млн.), голоценовые — 104 лет (10 тыс.), современные — 102 лет (100 лет). При короткопериодных взаимодействиях, обусловливающих опасные и катастрофические ситуации, характерные времена их флуктуаций колеблются в более узких пределах. Это положение отражено на табл. 1, представляющей собой принципиальную схему динамико-генетического спектра короткопериодных рельефообразующих процессов, характерные скорости которых наблюдаются на территории шовных зон: орогенного подвижного пояса Центральной и Восточной Азии, островодужного подвижного пояса. Для платформенных областей скорости существенно ниже. Следует учитывать также два обстоятельства. Во-первых, происходит возрастание скоростей во внешних сферах Земли благодаря их большей разреженности (сравним литосферу, гидросферу и атмосферу). Однако отдельные процессы: сейсмические, вулканические, гравитационные по своим скоростям не уступают перемещениям потоков гидросферы и атмосферы. Во-вторых, большинство потоков имеет смешанный (микстовый) характер (песчаные бури, сели, взвеси и т. п.), что обусловливает выравнивание скоростей частиц вещества, находящегося в различном фазовом состоянии.
По мере уменьшения характерного времени генетически однотипных процессов: эрозионно-аккумулятивных, абразионно-аккумулятивных, гравитационных, гляциальных, вулканических, сейсмических и соответственно увеличения их скорости возрастают проявления нелинейности (пульсационность, турбулентность, непропорциональность, неритмичность). Можно считать, что резкие отклонения на 1—2 порядка от типичного характерного времени свидетельствуют об особо обостренном катастрофическом режиме. Календарные процессы можно прогнозировать, основываясь на сезонно-годовых и солнечных ритмах (11-летний цикл), часовые процессы — основываясь на суточных ритмах. Наиболее сложный и редко оправдывающийся прогноз связан с эндогенными процессами минутно-секундной продолжительности, с которыми могут быть связаны разрушительные экзогенные процессы: обвалы, оползни, сели, цунами, лавовые потоки, пепловые выбросы, лавины. Поэтому изучение нелинейности процессов может иметь выход в научную программу «Международное десятилетие по уменьшению опасности стихийных бедствий», принятую в соответствии с резолюцией ООН в декабре 1987 г., обязывающую международное сообщество в течение 90-х годов максимально усилить сотрудничество в области защиты от природных катастроф, поскольку уязвимость современной цивилизации от стихийных бедствий стала сравнимой с опасностью ядерной или экологической катастрофы. Наряду с катастрофическими явлениями эндогенного генезиса исключительно важно изучение особенностей
75
нелинейных рельефообразующих процессов при ускорениях мировой трансгрессии и аномальных метеорологических условиях (штормовая абразия, сброс осадков в подводные каньоны), активизированных процессов при изменениях климата под влиянием парникового эффекта (термокарст, термоабразия, солифлюкция).
Учитывая связь литодинамических потоков с биохимическими проявлениями (сероводородами) на основе выявления нелинейных аномалий возможны поиски полезных ископаемых, нарушений биохимических циклов (загрязнение). Это разноуровенные процессы, поскольку глубинная дегазация связана с мантийными поднятиями, в свою очередь в литосфере и седиментосфере формируется вещество магматического, газово-гидротермального и седиментационного процессов, а в биосфере на поверхности Земли происходит разложение углеводородов на углекислый газ и воду. Исходя из сказанного, для понимания нелинейности рельефообразующих процессов целесообразно применение традиционного морфоструктурного анализа.
Структурная нелинейность. Корреляция размерно-пространственной структуры литосферы и рельефа [17, 18] выявила достаточно жесткую иерархию тектоно-морфологических объектов с шагом размерности 2—5. Наиболее распространенное деление форм рельефа шовных зон по морфоструктурному принципу [ 1] позволяет считать, что генетические различия геоморфологических объектов определяются шагом размерности (квантом) близким к значению л(~ 3),что свидетельствует об определенной закономерности, иллюстрируемой табл. 2.
Анализ таблицы показывает, что если для иерархии геометрических размеров форм рельефа: протяженности, ширины и глубины заложения шаг размерности около 3, то для объемных параметров эти соотношения следующие: 2,33 — З,53 (максимальные размеры), 2,33 — 4,63 (минимальные размеры), т. е.— это сопоставимые величины.
Отклонения, особенно резкие, более чем на порядок от характерных размеров и объемов свидетельствуют о нелинейности рельефообразующих процессов, обусловленных непропорциональностью соотношения между тектоническими факторами и геоморфологическими последствиями асимметрией глобального, регионального и локального рангов, пульсационностью тектонических процессов, связанными с различной скоростью движения литосферных плит. В качестве конкретных примеров таких отклонений можно назвать горные системы Анд, Памира и Гималаев, связанные с исключительно быстрым перемещением литосферных плит Восточно-Тихоокеанского поднятия и Индостанской плиты. Перемещение последней, довольно скромной по площади, в зарубежной литературе нередко сравнивают с тектоническим «циклоном», поскольку скорость ее перемещения в позднем мезозое — кайнозое была почти на порядок выше скорости расхождения океанических литосферных плит. Именно с этим процессом связано формирование пояса возрожденных гор, обусловливающих специфику Евразиат-ского континента. Из региональных аномалий следует отметить резкое расширение и асимметрию строения вулканогенного Охотско-Чукотского пояса, озеровидные расширения долины Амура, чрезвычайно широкий разброс абсолютных высот вулканических форм рельефа островодужного пояса. Характерной чертой островодужных поясов является несовпадение максимумов вулканической и сейсмической активности (Курило-Камчатская дуга).
Эволюционная нелинейность. В отличие от современных и молодых морфолитодинамических процессов, непосредственно выраженных в рельефе, в палео-геоморфологическом аспекте нелинейность может быть зафиксирована косвенными диагностическими признаками (анализом разрезов, геологических формаций, палеогеографическими реконструкциями, сопоставлением магнитных аномалий и т. п.).
Наиболее существенными различиями геоморфологического облика шовных зон (орогенного и островодужного подвижных поясов) является их контрастное положение на глобальной гипсометрической кривой Земли: в первом случае — область максимальных высот, во втором — область максимальных глубин. Эти различия во многом определяют нелинейность рельефообразующих процессов, 76
Таблица 2
Характерные размеры геоморфологических объектов
Объекты Протяженность Ширина Глубина Высота Объемы, км3
км макс. мин.
1. Глобальные пояса: 3000—10000 500—800
орогенный, 1500 (сейсмофокаль- -3 4- +9 10 млрд. 3 млрд.
островодужный 1000 ные зоны) -9 4- +5 7 млрд. 2 млрд.
2. Региональные пояса: 1000—3000 100—300
орогенный (Тянь-Шанско-Памирский), 500 (шовные зоны) + 14- +7 460 млн. 43 млн.
островодужный (Сахалино-Курило-Камчатский) 250 —7 4- +2 320 млн. 18 млн.
3. Горные страны (Тянь-Шань) и островные дуги (Сахалин, 300—1000 10—80
Курильские о-ва)
150 (земная кора) + 1 4- +5 13 млн. 0,6 млн.
100 + 1 4- +2 8 млн. 0,4 млн.
4. Системы хребтов: 109—300 3—30
орогенных (Алай), 80 (трансрегиональ- +2+ +4 770 тыс. 40 тыс.
островодужных (Западно-Сахалинские горы) 40 ные линеаменты) +0,5 4- +1 370 тыс. 16 тыс.
5. Отдельные хребты: 30—100 2—10
орогенные (Чаткальский), 30 (региональные + 1 4- +3 33 тыс. 3 тыс.
островные (Камышовый) 20 линеаменты) +0,5 4-+ 1 21 тыс. 2 тыс.
6. Локальные поднятия: 10—30 1—5
орогенные (Ферганские), 10 (локальные +0,5 4- +1 1,5 тыс. 150
островные (Сахалинские) 5 разломы) +0,2 4- +0,5 800 60
Примечание. Подсчеты максимальных и минимальных объемов, характерных для разномасштабных морфоструктур дали следующие результаты: максимальные объемы орогенов: 1-й ранг—1О10 км3, 2 — 5*108, 3 — 107, 4 — 7-Ю5, 5 —3-104, 6—1,5 • 103;
то же для островных дуг: 1 — 7*109, 2—-3*108, 3 — 107, 4 — 4-105, 5 — 2-Ю4, 6 — 0,8• 103;
минимальные объемы орогенов: 1 — 3 • 109, 2 — 4 • 107, 3 — 6 • 105, 4 — 4 • 104, 5 — 3 • 10 , 6 — 1.5 • 102;
то же для островных дуг: 1 — 2 • 109, 2 — 2 • 107, 3 — 3 • 105, 4 — 2 • 104, 5 — 1,5 • Ю3, 6 — 6 • 10*.
Таким образом, различия объемов колеблются в пределах: 2,33 — З,53 (для максимальных величин), 2,33 — 4,63 (для минимальных величин), что соответствует размерности плоскостных элементов рельефа (протяженности, ширины, высоты, глубины заложения)
показанную выше: аномальные скорости, пульсационность, режимы с обострением и т. п., в свою очередь определяются глобальной диссимметрией и особенностями взаимодействия литосферных плит в океаническом и материковом сегментах Земли. В целом же активные окраины континентов как в Тихоокеанском, так и в Средиземноморских поясах характеризуются нелинейностью процессов в значительно большей степени, чем пассивные окраины. Если для активных окраин характерны вулканизм, сейсмичность, большие контрасты рельефа, резкие изменения мощностей осадков, напряженность современного и новейшего тектонического режима, то для пассивных окраин характерны диаметрально противоположные признаки.
Принципиально важно для выявления нелинейности процессов во времени принять парадигму ускорения процессов и катастрофизма. Дилемма формулируется так: беспредельный актуализм или пределы актуализма. Несмотря ца существенные различия в истории развития шовных зон, палеогеоморфо-логический анализ показал, что на всех этапах: домезозойском, мезойско-ранне-кайнозойском, позднекайнозойском действовали примерно одинаковые факторы рельефообразования с сопоставимыми скоростями их проявления. Однако аномалии в эволюции шовных зон существуют и их можно проиллюстрировать примерами.
Нелинейные палеогеоморфологические процессы характерны для отдельных регионов замыкания Тетиса [ 18]. Так, скорость сближения Индостанского континента с Евразией (движение к северу Джелламского клина) была намного выше (по некоторым расчетам и в отдельные эпохи на порядок) скорости замыкания остальной части Тетиса. Примерно такая же картина наблюдается в областях Аравийского и Оманского клиньев Средиземноморского пояса, Камчатско-Алеутского и Курило-Японского клиньев Тихоокеанского пояса. Таким образом, в подвижных поясах наблюдается сочетание клиньев-синтаксисов (Памирского, Камчатского) с нелинейно развивающимися процессами и обусловленными ими геофизическими, геологическими и геоморфологическими аномалиями [ 19] и дугообразных, плавно изогнутых дуг (складчатых и островных) с относительно более упорядоченными рельефообразующими процессами, хотя и несравнимо более активными по сравнению с равнинно-платформенными областями.
Следующим примером может служить большое количество фактов* свидетельствующих о значительной геологической катастрофе на границе мела и палеогена (~ 70 млн. лет). Эту катастрофу, с которой помимо ларамийской складчатости связывают серьезные географические последствия, называют «иридиевой» благодаря избытку в анализах иридия. В наиболее свежих и весьма обстоятельных работах [ 20] на основе многочисленных геоморфологических, геологических, геофизических и геохимических данных события на границе мезозоя и кайнозоя объясняют метеоритной бомбардировкой (прохождением Земли через пояс астероидов) в достаточно короткие промежутки времени.
Наконец, для последних этапов геоморфологического развития шовных зон (островодужного пояса) к нелинейным процессам можно отнести голоценовую трансгрессию, в результате которой в течение 10 тыс. лет после дегляциации произошло беспрецедентное по скорости глобальное поднятие уровня Мирового океана в среднем на величину 100 м, т. е. со скоростью более 10 мм/год, вызвавшее повсеместную абразию и активизацию деструктивных процессов. Современная трансгрессия, обусловленная парниковым эффектом, а для Каспийского моря еще и тектоническими, а также гидрологическими эффектами, протекает еще быстрее.
Рассмотрение эволюционной нелинейности следует завершить обсуждением особенностей триггерных цепей [21—23], под которыми понимается детерминированная или стохастическая причинно-следственная связь между природными процессами различных земных сфер («внешние возмущения» в терминологии А. Е. Шайдеггера, «цепные реакции» А. Д. Арманда).
78
Можно выделить два типа таких цепей: 1) сильные внешние воздействия инициируют цепь причинно-следственных проявлений: движение литосферных плит — сейсмичность и вулканизм — сейсмовибрация — оползни — сели. Энергия сильных воздействий в известной степени рассеивается (диссипируется), однако в связи с запасом ранее аккумулированной потенциальной энергии (уклоны, трещиноватость, наличие снега и льда) фиксируются нелинейные (непропорциональные) эффекты усиления «слабых» процессов. А. Е. Шайдеггер [22] показывает, что катастрофические процессы меняют развитие рельефа в направлении, которое трудно предсказать; 2) относительно слабые внешние воздействия, которые также могут вызвать нелинейные эффекты: звуковые колебания — лавины и обвалы; заполнение водохранилищ — землетрясения, предсказание которых может быть основано в общем виде на учете адаптационных и бифуркационных механизмов. В первом случае (условная предсказуемость) тенденция внутреннего развития больше тенденции внешних воздействий: пологие склоны, мощная земная кора, обусловливающая асейсмичность и отсутствие вулканизма. Во втором случае (слабая предсказуемость) тенденции внешнего воздействия лишь усиливаются особенностями внутреннего строения: крутые уклоны, маломощная кора, сейсмичность, вулканизм.
Перспективна дальнейшая разработка теории и методики картографирования нелинейных геоморфологических процессов, что позволит подойти как к планомерной инвентаризации факторов кризисов и катастроф, так и разработать сценарии защиты от неблагоприятных явлений при землетрясениях, вулканизме, ускорении мировой трансгрессии, аномальных метеорологических условиях, медленном изменении климата под влиянием парникового эффекта.
В заключение сформулируем некоторые выводы и задачи на будущее.
Шовные зоны наиболее глубинной и унаследованной геодинамической активности, разделяющие относительно стабильные плиты и блоки, являются оптимальными регионами для изучения нелинейности рельефообразующих процессов. Это обусловлено активными тектоническими процессами в связи с гравитационной неустойчивостью, большими контрастами рельефа, сейсмичностью, вулканизмом, циклональным климатом. Именно к шовным зонам приурочены режимы с обострением — режимы сверхбыстрого нарастания интенсивности процессов, когда характерные величины (скорость, размерность, энергия) неограниченно возрастают за конечное время.
Нелинейность как элемент самоорганизации геоморфологических систем обусловливает триггерные (резонансные) эффекты, стимулирует стохастичность неожиданных геоморфологических явлений, что осложняет прогнозы-экстраполяции. Поэтому чрезвычайно важно изучение порогов чувствительности геоморфологических процессов. Ниже порога процессы компенсируются (состояние динамического равновесия), выше порога многократно возрастают (лавинные, обвальные явления, характеризующиеся нестационарностью, турбулентностью, непредсказуемостью). Нелинейность обусловливает многообразие путей эволюции, бифуркацию ее ветвей.
Задачами являются разработка однозначных понятий нелинейности как стохастического явления, генетическая типизация и картографическое моделирование нелинейных рельефообразующих процессов глобального, регионального и локального рангов, изучение эволюционно-генетического спектра процессов и созданных ими геоморфологических элементов, сравнительный анализ характерных размеров форм, скоростей процессов, периодов эво-лк<ции.
Использование понятий о нелинейности процессов целесообразно при геоморфологическом картографировании, поисках полезных ископаемых, изучении стихийных быстро протекающих природных процессов, создании единой теории коэволюции природы и человеческого общества.
79
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Горы шовных зон СССР и тектоника плит. М.: Наука, 1990. 216 с.
2. Пригожин И., Стенгере И. Порядок из хаоса. Новый диалог человека с природой. М.: Мир, 1986. 256 с.
3. Чалов Р. С. Законы флювиальной геоморфологии // Проблемы теоретической геоморфологии. М.: Наука, 1988. С. 111—122.
4. Асеев А. А., Никифоров Л. Г., Симонов Ю. Г. и др. Основные законы геоморфологии // Проблемы теоретической геоморфологии. М.: Наука, 1988. С. 90—111.
5. Александров С. М. Контрастность морфоскулытгур подвижных поясов // Геоморфология. 1992. № 4. С. 3—14.
6. Князева Е. Н., Курдюмов С. 77. Синергетика как новое мировидение // Вопр. философии. 1992. № 12. С. 3—20.
7. Действующие вулканы Камчатки. В 2-х т. М.: Наука, 1991. Т. 1. 302 с. Т. 2. 400 с.
8. Вулканы суровее морозов // Вокруг света. 1993. № 4. С. 34.
9. Величко А. А. Возможное будущее земных ландшафтов // Природа. 1992. № 12. С. 8—16.
10. Пущаровский Ю. М. Тектоника океанов и нелинейная геодинамика // Докл. РАН. 1992. Т. 324. № 1. С. 157—162.
11. Сила тяжести и тектоника. М.: Мир, 1976. 504 с.
12. Лисицын А. П. Процессы океанской седиментации. М.: Наука, 1978. 392 с.
13. Канаев Л. А. Обеспечение лавинной безопасности: Автореф. дис. ... докт. геогр. наук. Ташкент: Ташкентский гос. ун-т, 1992. 31 с.
14. Поздняков А. В., Черванев И. Г. Самоорганизация в развитии форм рельефа. М.: Наука, 1990. 208 с.
15. Тимофеев Д. А. О некоторых геоморфологических законах // Геоморфология. 1972. № 2. С. 13.
16. Флоренсов Н. А. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1978. 237 с.
17. Садовский М. А., Красный Л. И. Блоковая тектоника литосферы // Докл. АН СССР. 1986. Т. 287. № 6. С. 1451.
18. Зоненшайн Л. П., Кузьмин М. И., Натапов Л. М. Фанерозойские палинспастические реконструкции территории СССР // Геотектоника. 1987. № 6. С. 3.
19. Александров С. М. Морфоструктуры островодужных и горных подвижных поясов (сравнительный анализ). М.: Ин-т географии АН СССР, 1990. 264 с.
20. Назаров М. А. Карская ударная структура и ее связь с мел-палеогеновым событием // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1993. Т. 68. № 3. С. 13—33.
21. Арманд А. Д. Самоорганизация и саморегулирование географических систем. М.: Наука, 1988. 262 с.
22. Трофимов А. М. Теория формализации геоморфологических представлений А. Е. Шайдеггера // Геоморфология. 1993. № 3. С. 22—28.
23. Александров С. М. Геоморфологические аспекты природно-техногенных кризисов и катастроф в переходных зонах от континента к океану // Геоморфология. 1993. № 3. С. 37—42.
Институт географии РАН Поступила в редакцию
30.07.93
NON-LINEAR CHARACTER OF RELIEF-FORMING PROCESSES OF SUTURAL ZONES
S. M. ALEKSANDROV
Summary
Principal evidences for поп-linear character of relief-rforming processes are considered as follows: relief formation factors being out of proportion to their geomorphic manifestation; pulsating, non-stationary character of the processes, with dramatic changes in their rate; stochasticity and unpredictability of the evolutionary trends; sharp changes in slope and topographic asymmetry; gravitational instability, avalanch effects, turbulence and wave chaos. Most common cause for non-linearity is transition from orderly pattern to chaos resulting from spontaneous evolution or due to external impact both for relief-forming processes and geomorphic structures.
80
УДК551.4.07.( 497.23)
© 1994 г. Г. С. АНАНЬЕВ, Э. Г. АНАНЬЕВА
ПАЛЕОГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ САПРОЛИТОВЫХ КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ
ДЛЯ ИЗУЧЕНИЯ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ ГОР ЮЖНОЙ БОЛГАРИИ
Проблема соотношения эволюции рельефа и развития кор выветривания включает три основных палеогеографических и палеогеоморфологических аспекта: 1) формирование кор выветривания на стадиях «зрелого» и «дряхлого» рельефа (в понимании В. Девиса), т. е. фиксирования ими денудационных поверхностей выравнивания; 2) образование кор выветривания разного типа, зависящего от ландшафтно-климатических условий прошлого; 3) существование и разрушение коры выветривания как источника обломочного материала для развития склонового, флювиального, эолового, озерного морфолитогенеза. При этом подразумевается, что породы кор выветривания почти сплошным чехлом покрывают обширные поверхности древнего рельефа и из-за этого относятся к региональным образованиям. Все это актуально для изучения рельефообразования гор Южной Болгарии и, в частности, связано с тем, что происхождение материала разрушения кор выветривания иногда объясняли деятельностью древних ледников илй куру-мообразованием в перигляциальных условиях [ 1].
В 1986—1990 гг. при полевых наблюдениях в горах Южной Болгарии (Витоша, Плана, Средна Гора, Рила, Пирин, Родопы), проведенных при активной помощи болгарских геоморфологов Р. М. Кендеровой и П. Г. Пейчева, нами был изучен ряд разрезов сапролитовых кор выветривания, расположенных в разных геоморфологических ситуациях. Результаты обработки этих наблюдений легли в основу данной статьи. 4
Существование древнего дресвяно-щебнистого элювия было известно и ранее [ 2—4]. Кроме него при геологических работах были выявлены глинистые красно^ цветные и желтоцветные породы кор выветривания на ультрабазитах и мраморах [5—8]. Однако роль тех и других в палеогеоморфологических и палеогеографических реконструкциях осталась слабо освещенной.
В горных областях Южной Болгарии сапролиты распространены довольно широко (табл. 1). Надо иметь в виду, что местонахождения их данным перечнем не исчерпываются. Обычно разрезы сапролитов бывают хорошо видны в искусственных выемках автодорог. Из перечисленных выше участков мы остановимся на двух, где нами были описаны наиболее полные разрезы Сапролитов.
На плоскогорье Плана обнажения сапролитов вдоль правого борта р. Егуля прослеживаются на многие десятки и даже сотни метров. Сапролиты представлены неперемещенной толщей плотных дресвяно-щебнистых образований светлосерого и белесого цветов, нередко пересекаемые тонкими кварцевыми прожилками. В обнажениях хорошо видны тектонические трещины разного направления (в том числе и субгоризонтальные), густота которых достигает 3—5 на 1 пог. м. При этом встречаются три варианта разрезов (рис. 1), выделенные нами совместно с П. Г. Пейчевым [9]. К первому (рис. 1, I), наиболее часто встречающемуся варианту относятся монотонные сапролиты, пересекаемые узкими субвертикальными трещинами. Второй вариант разрезов (рис. 1, II) характеризуется наличием в дресвяно-щебнистой толще «ядер» слабовыветрелых пород. Границы «ядер» выражены нечетко; переход в слабовыветрелую породу происходит постепенно. Диаметр «ядер» колеблется от 0,8 до 3—4 м. Форма последних обычно слабоокругленная. Ровные грани у таких «ядер» отсутствуют. По цвету «ядра» и разделяющие их участки сапролитов не различаются. Третий вариант (рис. 1, III) разрезов характеризуется наличием сапролитизированных трещин в слабовыветрелых гранодиоритах. Сапролитизации подверглись участки по обеим сторонам тектонических трещин, шириной 0,1—0,3 м. Ими обособлены крупные глыбы слабовыветрелых
4 Геоморфология, № 1 *81
Таблица 1
Местоположение разрезов кор выветривания и их краткая характеристика (Южная Болгария)
Положение разрезов (горный массив, река, нас. пункт; абс. выс.) Тип коры выветривания Видимая мощность, м Источник сведений
Витоша (850—1900 м) Обломочный (на монцонитах) >2 [4]
Витоша (истоки р. Владайска; 1350—1500 м) Сапролитовый (на монцонитах) 8 Полевые наблюдения-авторов
Плана (руч. Егуля; левый борт р. Искыр; 950—1200 м) Сапролитовый ( на гранодиоритах и гнейсах) 4—20 То же
Средна Гора (междуречье Панагюрска Луда Яна и Стрелчанска Луда Яна; 750—1000 м) То же 3—4 »
Рила (юго-восточная часть; перевал Юндола; 1350—1500 м) » 4—6
Рила (верховья р. Черни Искыр; 1300—1400 м) 3—4
Пирин (юго-восточная часть; Попови Ливади; бассейн р. Бистрица; 1400—1600 м) 3—4 »
Пирин (там же; 1400—1600 м) Красноцветный, каолинитового состава 6—8 [7]
Западные Родопы (Чепинская котловина; 750—900 м) Сапролитовый >10 [3]
Западные Родопы (котловины: Тешелская, Доспатская; 1000—1500 м) Сапролитовый (на гранитах) 3—4 Полевые > наблюдения авторов
Западные Родопы (с. Пампорово; 1400—1500 м) Красноцветный (глины и щебнистые суглинки) 3—4 [5]
Западные Родопы (к юго-востоку от г. Асеновград; 400—750 м) Глинистый (на ультрабазитах) /50—70 [6-8]
Восточные Родопы (с. Попско; 650—750 м) Красноцветный и желтоцветный (на ультрабазитах) 2—3 Полевые наблюдения авторов
пород поперечником 0,8—6 м. Полная мощность сапролитов на Плане нами нигде не наблюдалась.
Другим примером разрезов сапролитов может служить обнажение возле Злат-ни Мостове (Витоша) в верховьях р. Владайска. Обнажение расположено в 1 км к северо-востоку от Златни Мостове. В нем отчетливо видны крупные округленные глыбы («ядра») коренных монцонитов, включенные в дресвяно-щебнйстую толщу (рис. 2). Сапролиты очень плотные, залегают без следов перемещения. Вокруг «ядер» наблюдается кайма разрушительных пород, напоминающая систему де-сквамационных корочек. Ширина этой каймы составляет 15—30 см. Результаты гранулометрического анализа мелкозема сапролитов свидетельствуют о его хорошей дезинтеграции. В нем пр*еобладают частицы фракции песка (2—0,05 мм), составляющей в сумме 68,5%; на долю дресвы приходится 14,1%; алеврит и глина составляют 17,3%. Модальный класс расположен в размерности крупного песка, содержание которого достигает 21,25% (табл. 2). Дресва представлена угловатыми обломками породы, состоящей из кварца, полевых шпатов, амфиболов и биотита. Полевые шпаты в обломках сильно выветрелы, часто до мучнистой массы; биотит сильно гидратирован; амфиболы — корродированы и выщелочены. Поверхность многих выветрелых обломков имеет ячеистую поверхность.
Результаты минералогического анализа мелкопесчаной фракции (0,25—0,1 мм) сапролитов свидетельствуют о значительной выветрелости исходной породы и
82
I к ш
О/
Рис. 1. Варианты строения (I—III) разрезов сапролитовых кор выветривания, встречающихся йа плоскогорье Плана (на гранодиоритах и гнейсах)
1 — суглинок и супесь с дресвой — чехол склоновых отложений, 2 — мелкий и средний щебень; 3 — дресва с пылеватыми частицами, 4 — «ядра» слабо разрушенных коренных пород, 5 — нечетко выраженные границы, 6 — резко выраженные границы
ESP Eh ЕЛ5 ЕЗ* СЕР ЕмР
Рис. 2. Строение разреза сапролитов в,обнажении возле Златни Мостове (Витоша)
1 — склоновые отложения: супесь, дресва, мелкие валуны, щебень; 2 — дресвяно-щебнистая порода; 3 — «ядра» слабо’разрушенных монцонитов; 4 — дресвяные породы по зонам тектонических трещин; 5 — поверхности с чешуями отслаивания; 6 — осыпи на обнажении
породообразующих минералов, причем наряду с физическим выветриванием отмечаются процессы глубокого химического преобразования. Так, в легкой фракции, состоящей из кварца, полевых шпатов и слюд, практически все полевые пшаты потеряли свою прочность и легко раздавливаются в мучнистую светло-желтую массу. Тяжелая фракция на 89,5% состоит из амфиболов, 8% приходится на сростки минералов; среди акцессориев — циркон (1 %), единичные зерна сфена интенсивно гидратированного биотита, мартита. Мартит представлен псевдоморфозами гематита по магнетиту. 87% всех амфиболов несут следы химического выветривания, поверхность их зерен корродирована и выщелочена. Многие зерна со следами внутрислойного растворения потеряли форму кристаллов. В углуб^ лениях их поверхности наблюдается железисто-глинистое вещество. Единичные зерна слюд и хлорида имеют округленные и загнутые края, что более характерно для обломков, принесенных ветром. Выветрелость обломков пород и минералов (1,5%) свидетельствует о значительном преобразовании исходной коренной породы. В данном случае можно предполагать, что в обнажении наблюдаются нижние
4*
83
Рис. 3. Схема строения элювиального разреза при глубоком выветривании ( по материалам К. Оллиера[ 10])
Зоны элювиообразования: 1 — сомкнутых глыб в массиве слаботрещиноватых пород; 2 — крупных глыб («ядер») с редкой сапролитизацией по трещинам; 3 — округления «ядер» и увеличения объема сапролитизации; 4 — уменьшения объемов «ядер» и резкого 'увеличения сапролита; 5 — полного преобладания сапролита и единичных «ядер»
горизонты сапролитовых кор выветривания. Однако этот вывод зависит от той или иной модели элювиообразования, которой придерживается исследователь.
Наиболее убедительной пока выглядит модель, представленная Д. Линтоном и К. Оллиером [ 10], согласно которой при определенной степени трещиноватости плотных пород снизу вверх должны прослеживаться постепенные переходы от массивных, лишенных мелкозема пород, к сильно разрушенным, гранулированным породам. Внутри элювиальной толщи при этом происходит обособление глыб и их преобразование (рис. 3). Это хорошо объясняет наличие зон с «ядрами» и монотонных дресвяно-щебнистых толщ, наблюдаемых в горах Южной Болгарии. Описанные черты ранее наблюдались в Норвегии, Южном Китае (Гонконг), Австралии [10,11], в Сьерра-Неваде (США) [7] и других районах. Следовательно, процесс сапролитизации не может быть признаком зон с существовавшей прежде или существующей сейчас вечной мерзлотой.
Сапролит, характеризующийся преимущественной гидратацией минералов и начальной стадией выщелачивания, формируется при наличии промывного режима увлажнения. Выветривание и элювиообразование такого рода может происходить в умеренных гумидных условиях (в том числе в условиях, близких к субтропическим) на плоскогорьях, в низких и средних горах при углах наклона до 15—25°. Таким образом, сапролитовый тип кор выветривания не является признаком существования региональных поверхностей выравнивания. ГТоследнее замечание для горных областей Болгарии немаловажно по следующим причинам. Анализ структурно-тектонических условий формирования поверхностей выравнивания в этом регионе,, корреляция их с кайнозойскими осадками в окружающих впадинах [9] показали, что региональных (цикловых) поверхностей выравнивания в этой части Альпийско-Гималайского пояса не существовало [ 9]. Зато широко распространены локальные денудационные выровненные поверхности. Этим объясняется тот факт, что сапролитовые коры выветривания встречаются сейчас на разных по возрасту, происхождению и высотному положению элементах рельефа (табл.1).
Значительные трудности возникают при попытках определения в рассматриваемом регионе условий формирования и возраста кор выветривания. Глинистая кора выветривания на ультрабазитах возникла скорее всего в доолигоценовое или
Таблица 2
Гранулометрический состав мелкозема сапролитов
Фракции, мм 10—7 7—5 5—3 3—2 2—1
Содержание, % 0 1,86 4,55 7,75 21,25
Фракции, мм 1—0,5 0,5—0,25 0,25—0,1 0,1—0,05 <0,05
Содержание, % 20,04 15,94 5,38 5,92 17,3
84
Таблица 3
Соотношение эпох образования сапролитов с эпохами тектонической активизации и климатических изменений в кайнозое (по материалам П. Г. Пейчева [ 9] с изменениями и дополнениями авторов)
Эпохи Тектоническая активизация Климатические условия Осадконакопление во впадинах Формирование сапролитов
е ++ Умеренные, с фазами похолодания, переменно-влажные + +
Плиоцен • + Умеренные с фазами похолодания + +
n\ 4- Умеренные, прохладные, переменно-влажные + ' +
Nl2 + Теплые влажные — +
Миоцен №i — Умеренно-теплые, переменно-влажные — +
№1 4- То же + +
М* 4-4-4- Семиаридные и аридные Теплые, иногда жаркие; семиаридные и аридные + ++ ?
Олигоцен -В-3 4- Умеренные, теплые, иногда жаркие + —
Семиаридные + —
Эоцен -В 2 4- Теплые, аридные + —
Умеренные + —
Палеоцен-В-j ? Теплые, жаркие с переменной влажностью ? —
Примечание. +4-----преобладание процесса; 4----переменное развитие процесса; — отсутствие
процесса; ? — сведения отсутствуют.
/
райнеолигоценовое время, поскольку она частично перекрыта олигоценовыми туфами [ 6—8]. Кроме того, имеются данные о преобразовании этих выветрелых пород в плиоцене [ 6] . По-видимому, послеолигоценовый возраст имеют кирпичнокрасные суглинки в Родопах [5], сформировавшиеся в условиях переменного сухого и влажного климатов. Известно, что в северной Добрудже кора выветривания, представленная гетитово-каолинитовыми и гйдрослюдистыми глинами мощностью около 40 м, перекрыта ранйесарматскими морскими осадками и, таким образом, ее верхняя граница относится к началу позднего миоцена [ 12].
При пересечении южной части Пирина от Мелника до Гоце Делчева мы обнаружили существование двух типов коры выветривания. Первый распростра- z нен на закарстованной поверхности палеозойских мраморов и представлен темно-красными и красно-коричневыми щебнистыми суглинками мощностью 6—8 м. Второй ~ сапролиты — распространен на поверхности эоцен-олигоценовых [13] гранитоидов. В сапролитах среди дресвяно-щебнистой толщи были отмечены «ядра» невыветрелых пород, аналогичные описанным на Плане и Витоще. С учетом того, что для вскрытия денудацией кровли эоцен-олигоценовых гранитов \ (т. е. сноса толщи примерно в 2—2,5 км) потребовалось не менее 6 млн. лет [14], начальная стадия сапролитизации могла начаться не ранее середины миоцена, в умеренно-теплых и Переменно-влажных условиях (табл. 3).
Поскольку возраст гранитоидов Планы оценивается в 53—80 млн. лет [15], т. е. . относится к позднему мелу — палеоцену, а также учитывая длительность вывода на дневную поверхность кровли гранитоидов, начало формирования сапролитовых кор Планы скорее всего можно отнести к олигоцен-раннемиоценовому времени, а возможно, и к концу миоцена.
Таким образом, во-первых, можно утверждать, что корообразование в кайнозое в этом регионе не ограничивалось только сапролитами. Во-вторых, формирование сапролитовых кор выветривания происходило с перерывами на протяжении
85
последних 10—12 млн. лет в умеренно-теплых, но не жарких и влажных, субтропических и относительно прохладных переменно-влажных климатических условиях. Образование сапролитов протекало на фоне умеренной тектонической активности, выражавшейся в разнообразии осадконакопления во впадинах [ 9].
Длительное развитие сапролитизации не могло не сказаться на процессах морфолитогенеза и рельефообразовании. Следы существования базальных горизонтов сапролитов остались, вероятно, в наблюдаемых ныне разрезах элювия альпийского и субальпийского поясов Рилы [ 16]. Наряду с сапрблитизацией здесь же отмечается и другой тип элювиообразования, характеризующийся иными распределениями гранулометрических фракций и изменениями минералов [ 17].
Результатом размыва и переотложения материала сапролитов явились довольно мощные (3—4 м) шлейфы суглинисто-щебнистых отложений, наблюдающихся по периферии «каменных рек» (Витоша). Сами «каменные реки» имеют различную природу. Одни начинаются непосредственно у выступов коренных пород и далее прослеживаются полосами вниз по склонам. В этом случае в них преобладают слабоокругленные (0—1 класс) глыбы и валуны. Другие же «каменные реки» располагаются на месте или чуть ниже участков развития сапролитов, в разрезах которых присутствуют «ядра» слабовыветрелых пород. В этом случае высвободившиеся из сапролитов валуны обладают округленностью до III класса.. Такова, в частности, «каменная река» возле Златни Мостове (Витоша).
Следы размыва и переотложения материала сапролитов обнаруживаются и в аккумулятивной плиоценовой толще аллювия, выполняющей долину р. Топол- • ница[ 12].
Таким образом, сапролиты явились одним из источников обломочного материала при формировании аллювиальных, склоновых и элювиальных отложений. Они не фиксируют собой какие-либо определенные уровни древних поверхностей выравнивания и из-за этого не могут рассматриваться как диагностические признаки последних. Сохранность сапролитов можно рассматривать, с одной стороны, как свидетельство невысокого темпа общей денудации гор в плиоцен-четвертичное время, а с другой — как пример значительной дифференциации морфоструктур" неоген-четвертичного орогенеза.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Канев Д. Към тайните на релефа в България. София: Народ, просвета, 1988. 151 с.
2. Георгиев М. Геоморфология на северния и северо-западния склон на Витоша // Годиш. Соф. ун-та.
1965. Т. 58. Кн. 2. С. 13—55.
3. Канев Д. Геоморфология на Чепинското корито //Годиш. Соф. ун-та. 1967. Т. 60. Кн. 2. С. 1—29.
4. Канев Д., Константинов К Геоморфоложко развитие на Витошката планинска морфоструктура // Годиш. Соф. ун-та. 1979. Т. 70. Кн. 2. С. 19—30.
5. Добровольский В. В. Красноцветные продукты выветривания Родопских гор (Болгария) // Вопр. изучения геохимии ландшафтов. М.: МФ ГО СССР, 1975. С. 19—21.
6. Тодорова Т. Върху възраста на изветрителните кори в Родоните // Изв. ГИ на БАН. Сер. стратигр. лит. 1970. Кн. 19. С. 243—248.
7. Тодорова Т. Изветрителна кора в Южен Пирин и Западайте Родопи / / Геохимия, минералогия и петрология. БАН. 1986. Кн. 20—21. С. 155—165.
8. Трашлиев С., Станишева Г. Алометаморфни и супергенни изменения на ултрабазичния масив при с. Горнослав, Пловдивско и ролята им в образуването на магнезитового находище // Труд, върху геол, на България. 1963. Вып. 4. С. 259—288.
9. Пейчев П. Г. Строение и развитие древнего рельефа междуречий в горных областях Южной Болгарии. Автореф. дис.... канд. географ, наук. М.: МГУ, 1991. 18 с.
10. Оллиер К Выветривание. М.: Недра, 1987. 348 с.
11. Леггет Р. Города и геология. М.: Мир, 1976. 559 с.
12. Бобринский В. М. Древняя кора выветривания на породах погребенного склона северной Добруджи // Кора выветривания. М., 1963. Вып. 6. С. 139—149.
13. Карта .альпийского магматизма в Болгарии. М-б 1:1000 000. Кипп по картографии. София, 1989.
14. Ананьев Г. С. Динамическая геоморфология. Формирование вершинных поверхностей. М.: Изд-во МГУ, 1976. 173 с.
15. Бояджиев Ст. Петрология Планския плутон // Изв. на геол, ин-т БАН. София, Сер. геохим. мин. петр. 1971. Вып. XX. С. 219—240.
16. Ананьев Г. С., Ананьева Э. Г. Условия формирования и особенности элювиального морфолитогенеза
86
в альпийском и субальпийском поясах гор Южной Болгарии // Вести. МГУ. Сер. 5, География. 1993. № 1. С. 90—97.
17. Кендерова Р. М. Современные экзогенные геоморфологические процессы и морфолитогенез в вершинном поясе гор Рила и Пирин: Автореф. дис.... канд. геогр. наук. М.: МГУ, 1988. 22 с.
18. Ананьева Э. Г., Ананьев Г. С., Куликов О. А, К истории рельефа и рыхлых отложений долины р. Тополница (Болгария) // Вести. МГУ. Сер. 5, География. 1993. № 6. С. 72—74.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 20.07.93
PALEOGEOMORPHOLOGICAL AND PALEOGEOGRAPHIC SIGNIFICANCE OF THE SAPROLITHIC WEATHERING CRUSTS FOR STUDIES OF RELIEF FORMATION IN THE SOUTHERN BULGARIA MOUNTAINS
G. S. ANANYEV, E. G. ANANYEVA
Summary
Structure and distribution of saprolithic crusts are considered. The saproliths are common on different levels of interfluves and in river valleys, and the distribution does not show any relation to erosional planation surfaces. In many sites the saproliths’ outcrops are 3 to 8 m thick and more. Results of lithological-mineralogical analysis are given together with full description of two sections of saproliths at the Vitosha and Plana mountains. The saproliths are tentatively dated to the Miocene-Quaternary. They were presumably formed under changing environmental and topographic conditions.
УДК 551.435.11(282.251)
© 1994 г. А. Д. ГУРИН, P. В. ЛОДИНА
ОСОБЕННОСТИ РУСЛОВЫХ ПРОЦЕССОВ И МОРФОЛОГИЯ РУСЛА НИЖНЕГО ВИТИМА
Многообразие форм русла в различных природных условиях, сложное и неоднозначное воздействие, оказываемое на него многочисленными факторами русло-образования, требует углубленного изучения географических закономерностей развития речного русла. В первую очередь это относится к возникновению и развитию врезанных русел с галечно-валунным аллювием. Выявить региональные особенности их формирования представляется возможным на примере Нижнего Витима, русловый режим которого практически не изучен. Для Витима в целом имеются лишь отдельные работы, посвященные геоморфологическим особенностям строения его долины [ 1].
В нижнем течении Витим (рассматривается 300-километровый участок от г. Бодайбо до устья) пересекает центральную часть Байкало-Патомского нагорья и Ангаро-Ленское плато. Территория отличается широким распространением разновозрастных гранитов, а также гнейсов, кристаллических сланцев, песчаников и известняков патомской серии верхнего протерозоя. Сводово-блоковая тектоника новейшего этапа создала преобладающие в рельефе массивные округловершинные сопки и гряды.
Основной источник питания Витима — поверхностный сток. Преобладание в бассейне реки скальных каменистых многолетнемерзлых грунтов наряду с горным характером рельефа способствует быстрому поступлению вод осадков в реке. Основная часть стока формируется за счетлетних паводков (июль — август 60 — 65% годового стока), связанных с продолжительными летними дождями [2].
’ 87
Обычно мощный паводок накладывается на спад половодья, за которым следуют два-три относительно небольших паводка. При этом происходит очень интенсивный подъем уровня — 60—70, см/сут. Средний многолетний расход воды — 1520 м3/с (здесь и далее гидрологические характеристики приведены по гидропо-сту Бодайбо). Сток взвешенных наносов и мутность незначительны (соответственно 54 кг/с й 36 г/м3) и не играют большой роли в руслоформировании.
Руслоформирующий расход воды, рассчитанный по методике Н. И. Маккавее-ва [ 3], имеет два интервала. Первый проходит при уровнях 615 см и соответствует расходу 7125 м3/с, второй — при 850 см величиной 11 250 м3/с. Эти расходы наблюдаются в период прохождения высоких половодий и паводков. Их обеспеченность 1—2%^ т. е. временной интервал переформирования аккумулятивных форм очень мал.
Современный облик долины Нижнего Витима сформировался в течение длительного воздействия эрозии и аккумуляции, интенсивность и особенности проявления которых определяются литологией коренных пород и тектоническим строением бассейна. Долина имеет преимущественно V-образный поперечный профиль; глубина вреза в нижнем течении в пределах Байкало-Патомского нагорья достигает 250 м, и снижается до 150 м на Ангардо-Ленском плато. Днище долины, занятое низкими террасами (12—18 м) и поймой ( 3—11 м) 6 ширину не превышает 1,5 км. Средняя ширина русла — 400—500 м. При пересечении гранитных комплексов долина заметно сужается, исчезают высокие террасы, низкие террасы и пойма распространены весьма ограниченно, располагаясь в шахматном порядке вдоль русла узкими массивами, местами вообще отсутствуют. Здесь же возрастает доля скальных берегов, ограничивающих русловые деформации. Расширения, как правило, локальны, приурочены к менее прочным породам; с ними связаны также разветвления русла и впадение притоков. Наибольшая ширина долины (2—4 км) отмечается при пересечении рекой отрицательных тектонических структур,* сложенных осадочными и слабометаморфизованными породами. Здесь же наиболее полно представлены комплексы средних и высоких террас. Поперечный профиль становится U-образным. Низкие террасы и пойма составляют единый массив, занимающий дно долины. Рельеф таких пойменно-террасовых массивов чаще всего гривисто-островной, что свидетельствует о механизме его формирования путем причленения островов и наращивания параллельными грядами со стороны русла[4].
Типичные.черты морфологии долины Нижнего Витима (скальные цоколи террас, висячие устья малых притоков, наличие скальных коренных и террасовых останцов, а также русло, врезанное в скальное ложе) указывают на современную тенденцию развития реки — глубинную эрозию.
Нижний Витим характеризуется невыработанным продольным профилем. Между г. Бодайбо и устьем р. Мамы он имеет прямолинейную форму, ниже он немного выполаживается, вследствие чего приобретает в целом вогнутую форму; < уклоны снижаются до 0,22% на верхнем отрезке до 0,08% на приустьевом участке. Продольный профиль осложняют многочисленные неровности, придающие ему ступенчатость и контролирующиеся выступами коренных пород в русле. В таких местах уклоны достигают 0,5 и даже 1,0%.
Руслообразующие наносы представлены галечно-валунным материалом. Отмостку слагают преимущественно крупные галечники. Нередко встречается чисто валунная (вплоть до крупных валунов и глыб) отмостка. Руслообразующие наносы в русле имеют незначительную (1—2 м) мощность. Скопления аллювия приурочены к4 перекатам, где он перекрывает коренное ложе реки и образует обширные отмели у оголовков островов. Наиболее характерные аллювиальные формы — прибрежные валунные косы, образующиеся при нарушении безотрывного обтекания потоком изгибов береговой линии. Повсеместно в пределах плесовых лощин и вдоль берегов обнажаются прочные скальные породы. Большая литоморфность русла и малое количество аллювиальных форм руслового рельефа свидетельствуют об остром дефиците наносов в нижнем течении Витима.
88
Типы врезанного русла Нижнего Витима
Расстояние от устья, км Структурно^ литологические особенности Тип врезанного русла п Общая # эотяженно сть, км Средняя ширина русла, км Уклон, %0
300—276 Бодайбинский синклино-. Прямолинейное 20 0,39 1 0,28
рий; парагнейсы, кристаллические сланцы, мраморы неразветвленное Одиночные разветвления 4 0,34 0,52
276—225 Крылья Бодайбинского То же Прямолинейное 22 14 0,47 0,43 0,44 0,22
синклинория; граниты, пегматиты, гнейсы, кристаллические сланцы неразветвленное Излучины 12 0,38 0,11
Односторонние 3 0,43 0,21
225—197 Тахтыганская синкли— разветвления Излучины 20,5 0,45 0,10
наль; углистые сланцы, известняки, песчаники, гнейсы, пегматиты Прямолинейное 4 0,48 0,28
неразветвленное Одиночные разветвления , 3,5 0,44 0,37
197—173 Соболевско-Быстринская Прямолинейное неразвет- 15 0,47 0,21
173—108 синклиналь; песчаники, сланцы, алевролиты, известняки, гнейсы, кварциты, пегматиты Чуйский антиклинорий; вленное Одиночные разветвления Прямолинейное 10 43 0,53 0,40 0,29 0,18
граниты, гнейсы, кварциты неразветвленное Излучины 4 8 0,47 0,28
108—25 Зона перехода к Ангаро- Односторонние, разветвления Одиночные разветвления Прямолинейное неразвет- 7 6 • 50 0,50 0,55 0,54 0,29 0,43 0,15
Ленскому прогибу; песчаники, сланцы, известняки, алевролиты вленное Излучины 12 0,55 0,18
- Одиночные разветвления 9 0,54 . 0,27
25—0 • Ангаро-Ленский прогиб; Односторонние разветвления Сложное разветвление Устьевое разветвление 7 6 15 0,51 0,74 0,84 0,25 0,14 0,32
известняки, доломиты, песчаники, мергели, аргиллиты Прямолинейное неразветвленное 10 0,60 0,06
Своеобразие русла Нижнего Витима отражают его высокую устойчивость к деформациям. Переформирования аккумулятивного руслового рельефа происходят только в период высоких половодье® и паводков, в течение очень непродолжительного времени и в основном связаны с транспортом руслообразующих наносов. Высокая устойчивость русловых форм на Витиме объясняется значительной крупностью аллювия в отмостке и широким развитии структурно-аккумулятив-цых форм. В ядре большинства аккумулятивных русловых форм находятся скальные выступы, что обеспечивает стабильное положение перекатов.
89
Рис. 1. Типы врезанного русла
а — прямолинейное неразветвленное, б — врезанная излучина с островным разветвлением, в — сложное разветвление, г — макроизлучины
1 — прирусловые отмели; 2 — пойма; 3 — низкие террасы; 4 — средние и высокие террасы; 5 — склоны долины, сложенные интрузивными породами; б — то же, сложенные осадочными породами; 7 —то же, сложенные метаморфическими породами; 8 — плесовые лощины; 9 — региональный разлом; 10— направление оси синклинальной складки
ГагТр
Для Нижнего Витима показатель устойчивости, рассчитанный по формуле В. JM. Лохтина Л = d/H (d— средний диаметр наносов, мм; Н — уклон, %о), составляет 230, а коэффициент стабильности Н. И. Маккавеева Кс = d/lB • 1000 (I — уклон, В — ширина русла, м) равен 332, что практически свидетельствует об абсолютной устойчивости русла. Действительно, врезанное русло реки не деформируется будучи сформированным в скальных берегах, несмотря на резкий дефицит наносов. Морфология русла (его ширина, положение и форма перекатов) жестко привязана к Литологическому строению и мало зависит от характера движения наносов.
На всем протяжении от г. Бодайбо до устья Витим течет в условиях ограниченного развития русловых деформаций и характеризуется врезанным типом русла. Смена по длине реки литологических комплексов и геологических структур приводит к изменению морфологии долины и русла, что позволяет выделить однородные участки, характеризующиеся однообразием проявления русловых процессов. Однако во всех случаях на Витиме реализуется превалирующая роль самого русла, что отвечает той составляющей принципа взаимодействия потока и русла М. А. Великанова, согласно которой «русло управляет потоком».
Выделение типов врезанного русла проведено на основе морфодинамической классификации Р. С. Чалова [ 5]. Распространение типов русла в пределах Нижнего Витима представлено в таблице. Преобладает врезанное неразветвленное прямолинейное русло (51%). Вторым по степени распространения являются различные типы разветвлений (в сумме 31%). На долю врезанных излучин приходится всего 18% общей длины русла.
Широкое развитие прямолинейного неразветвленного русла свидетельствует о слабой реализации потоком своей гидравлической неустойчивости в условиях ограниченного развития русловых деформаций. Высокая транспортирующая способность потока, дефицит руслообразующих наносов обеспечивают постоянное врезание реки с сохранением плановой формы. Наиболее протяженные прямолинейные участки приурочены к зонам разломов (258—253 км) или границам литологических комплексов (247—238 км, 62—50 км) (рис. 1, а). Иногда они встречаются на литологически однородных участках и связаны с параллельным смещением русла относительно своей оси в сторону одного из берегов с образованием отвесных береговых уступов (Бодайбинский, Мамаканский, Мамский участки), приуроченных к пересечению разломов.
Большинство врезанных излучин представляет собой резкие изгибы в местах пересечения разломов. Такие излучины разделяют прямолинейные участки русла. Шаг их не превышает 2 км, радиус кривизны — 2,5 км. Серии таких излучин с разделяющими их участками прямолинейного русла часто образуют протяженные (до 9 км) отрезки. Подобные врезанные излучины наиболее характерны для русла, пересекающего структуры, сложенные породами гранитного ряда Бодайбинского синклинория. Их приуроченность к разломам указывает на пассивное следование потока вдоль ослабленных пород, более податливых к эрозии, энергия потока может реализоваться в образовании плавных изгибов — собственно излучин русла. У таких излучин линия наибольших глубин проходит вдоль вогнутых берегов, перекатные участки располагаются на перевале стрежня потока от одного берега к другому, низкие террасы и пойма, а также пологие склоны долины расположены на выпуклых берегах, указывая на смещение русла в сторону вогнутых берегов (224—215, 50—44 км). К районам распространения этих пород приурочены также макроизлучины — крутые повороты реки, параметры которых намного превышают могущие быть созданными современным потоком, т. е. больше, чем определяемые, например, не зависимости радиуса кривизны гот руслоформирующего расхода Сф г = (уСф) И* В пределах рассматриваемого участка Витима русло образует четыре врезанных макроизлучины длиной (/) 10—22 км и кривизной (1/L) 1,26—1,46. При этом прослеживается связь излучин со структурным планом территории: крылья излучин фиксируют ось простирания синкли-
91
Рис. 2. Геологическое строение русла р. Витим в районе о-ва Каменный (поперечный профиль) 1 — супеси; 2 — галечники; 3 — кварциты; 4 — пегматиты; 5 — гнейсы, сланцы
нальной складки (Тахтыганские макроизлучины, 225—197 км) (рис. 1, 2) или положение региональных разломов и границ литологических комплексов (излучины зоны перехода к структурам Ангаро-Ленского прогиба, 108—25 км).
В формировании разветвлений русла важную роль играет степень разнообра-, зия прорезаемых рекой коренных пород. Большинство разветвлений располагается выше устья Мамы, где происходит частая смена литологических комплексов по длине реки. Особенно это отчетливо проявляется при пересечении поля гранитных интрузий (276—225 км), где острова следуют друг за другом сериями, так что весь отрезок можно отнести к врезанному разветвленному руслу. Большинство островных разветвлений расположено в вершинах изгибов русла (рис. 1, б). Развитие последних обусловлено частой сменой небольших структур длиной 5—10 км; такая же длина крыльев у врезанных излучин. На изгибах у выпуклых берегов в зонах отрыва потока создаются условия для аккумуляции наносов, образующих отмели и придающих меандроподобный вид самим изгибам. Литологический фактор в полной мере определяет формирование разветвлений на прямолинейных участках русла. Более устойчивые к эрозии подстилающие породы не только слагают первичные неровности ложа реки (ядра аккумуляции), но и, ограничивая вертикальные деформации, создадут условия для образования локальных расширений русла. Незначительные расширения русла вызывают снижение скорости потока и частичную остановку перемещаемого галечно-валунного материала с образованием аккумулятивных осередков и островов. Тот же процесс происходит на изгибах врезанного русла, где заметна разница в величинах продольного уклона вдоль выпуклых и вогнутых берегов [ 6].
Смена литологии по длине реки обеспечивает преимущественное развитие простых одиночных и односторонних разветвлений, которые в сумме составляют 77% от всех разветвлений на участке. В зоне перехода от интрузивного к осадочному комплексу (108—100 км) с резким расширением долины, приуроченным к региональному разлому, связано сложное разветвление, состоящее из группы островов, зарастающих осередков и отмелей (острова Венчальный, Кудимовский) (рис. 1, в).
В устье Витима русло разветвляется, образуя дельту по типу выполнения приустьевого расширения [ 7]. Ее формирование и режим тесно связаны с особенностями взаимодействия потока Витима и Лены.
В целом разветвления Нижнего Витима созданы островами, являющимися структурно-аккумулятивными образованиями. При этом выше устья р. Мамы коренные ядра островов выходят на поверхность: многочисленные скалы на приверхах островов и в цоколе поймы (острова Собачьи Норки, Базановский и др.) и даже чисто скальные острова (о-в Каменный) (рис. 2). Ниже устья р. Мамы увеличение количества руслообразующих наносов, связанное с выносами прито
92
ка, способствует тому, что коренные ядра островов оказываются частично или полностью перекрытыми галечно-валунным материалом.
К расширениям русла и его разветвлениям приурочены перекаты. Многие из них в своем основании имеют скальный выступ, лишь слегка прикрытый аллювием. Всего на участке от г. Бодайбо до устья имеется 32 переката. Большинство из них расположено между г. Бодайбо и устьем р. Мамы (22 переката). Средняя протяженность перекатов колеблется от 0,5 до 3 км; часто перекаты встречаются сериями, протягивающимися по реке на десятки километров. На гребнях большинства перекатов имеются скальные выступы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. М.: Наука, 1974. 359 с.
2. Ресурсы поверхностных вод СССР. Т. 17. Лено-Индигирский район. Л.: Гидрометеоиздат, 1972. 651 с.
3. Маккавеев Н, И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955, 346 с.
4. Чернов А. В. Геоморфология пойм равнинных рек. М.: Изд-во МГУ, 1983. 198 с.
5. Чалов Р. С. О классификации речных русел//Геоморфология. 1980. № 1. С. 3—16.
6. Беркович К. М,, Зайцев А. А.,Лодина Р. В., алова Р. С. Русловые процессы на больших реках Восточной Сибири с галечно-валунным руслом и особенностями их регулирования//Вести. МГУ. Сер. географ. 1985. № 3. С. 35—41.
7. Никитина Н. А,, Чалов Р. С. Узлы слияния рек и их морфологические типы//Геоморфология. 1988. №4. С. 64—70.
Московский государственный университет , Поступила в редакцию
Географический факультет 22.02.93
CHANNEL PROCESSES AND MORPHOLOGY OF THE LOWER
VITIM CHANNEL
A. D. GURIN, R. V. LODENA
Summary
The evolution of incised channels with coarse (gravel, pebble and boulders) alluvium proceeds under control of lithology and geological structure. Different types of incised channels are described with special reference to the lower reaches of the Vitim River.
УДК 551.4(571.56)
© 1994 г. И. IL ДИК
ОСОБЕННОСТИ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ И ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ В ЮЖНОЙ ЯКУТИИ НА ПОСЛЕДНИХ ЭТАПАХ ЕЕ РАЗВИТИЯ
Геологические события плейстоцена и голоцена в истории развития рельефа Южной Якутии занимают особое место. Во второй половине кайнозоя на рассматриваемой территории доминировали две тенденции. Первая — непрерывное понижение температуры, которое составляет не менее 2° С от среднего плейстоцена до голоцена включительно [ 1], что привело к образованию криолитозоны. Вторая тенденция — постоянное увеличение абсолютных высот и раздробленности рельефа (восходящий тип развития). Так, абс. отметки вершинной поверхности с олигоцена увеличились от 600—800 до 1200—2400 м. Амплитуда вертикальных движений по разным участкам колеблется от 300 до 1500 м [ 2].
При преобладающем поднятии территории в кайнозое создается большой спектр геоморфологических обстановок — от однонаправленного развития (непрерывные восходящие движения) и пульсационно-цикличного режима положительных морфоструктур до режима морфоструктур стабилизации и растущих впадин [3, 4]. При этом горные массивы испытали неоднократное оледенение, наиболее крупным из которых, по нашим представлениям, было многофазное зырянское оледенение позднего плейстоцена, оставившее после себя широкий пояс ледниковых отложений во всех горных районах.
93
Принципиальная схема развития рельефа в кайнозое состоит в том, что в Южной Якутии и на сопредельных площадях чередовались циклы общих поднятий территории с циклами обособленного (автономного) развития отдельных морфоструктур со свойственным каждой из них особым режимом развития [ 5]. В результате образовалось значительное количество разновысотных геоморфологических и седиментационных уровней.
Несмотря на различие в развитии отдельных участков, имеется ряд общих, кроме отмеченных выше тенденций, закономерностей, проявившихся практически повсеместно в региональном плане. Одна из таких закономерностей — единообразный для всей территории вещественный состав (для разных циклов) аллювиальных и других генетических типов отложений и несовпадение временных границ подразделений плейстоцена и голоцена с циклами седиментогенеза и вреза речной сети (циклами активизации тектонических движений).
Для осадков второй половины позднего плейстоцена и голоцена в целом характерно ритмичное построение их разреза. Как правило, выделяются два ритма, из которых один (обычно нижний) неполный. Разрез отложений часто венчают торфяники, мощность которых колеблется от 0,5—1,0 до 3—4 м (реже до 6 м). По степени разложения они подразделяются на два горизонта со сложными соотношениями и значительными колебаниями мощностей. Нижний представлен сплошной массой черного цвета полностью разложившегося торфа. Имеется серия радиоуглеродных датировок. У основания горизонта получены датировки: 11490 ± Ю0 лет (МАГ-1338) и 10740 ± 80 лет (МАГ-1336), верхний возрастной предел — 3270 ± 150 лет (МАГ-1405). Между торфяником и подстилающими ва-лунйо-галечными отложениями часто наблюдается чередование различных литологических слоев небольшой мощности, что может свидетельствовать о малоамплитудных подвижках этого периода.
Верхний горизонт торфяников распространен шире (практически во всех речных долинах, на склонах и водоразделах), иногда перекрывает более древний. В последнем случае он обычно отделен от нижележащего торфяника слоем (0,1—0,5 м) разнозернистого песка (часто с древесными остатками). Состоит из слоев мощностью 8—15 см, которые, в свою очередь, делятся на более мелкие слои (0,5—2,0 см). Он также имеет ряд радиоуглеродных датировок. У основания горизонта, с глубины 0,5—0,6 м, получены радиоуглеродные даты 2160 ± 140 лет (МАГ-1414) и 1090 ± 90 лет (МАГ-1406).
Региональное распространение торфяника свидетельствует о тектонической стабилизации территории в период его формирования. Современные водотоки полностью прорезали торфяники и на 0,5—1 м углубились в подстилающие валунно-галечные отложения. Этот врез может служить признаком нового цикла общих поднятий территории.
Необходимо отметить, что ритмичность накопления осадков более ранних возрастных подразделений кайнозоя выявлена лишь в палеоцене и в переходных слоях от миоцена к плиоцену. Однако длительность формирования указанных ритмически построенных разрезов отложений значительно больше, а мощность горизонтов этих ритмов для таких возрастных диапазонов непропорционально мала.
Строение седиментационных уровней показывает, что они сложены осадками разных возрастных подразделений. Так, по данным палинологических исследований, изучения флористических и фаунистических остатков, нижняя часть разреза первой террасы (3—8 м) представлена отложениями сартанского возраста, верхняя сложена нижнеголоценовыми осадками. Другая терраса, высота которой 12—18 м (на участках интенсивных поднятий ее относительное превышение достигает 22—30 м), также сложена разновозрастными толщами. Верхнюю часть разреза образуют отложения казанцевского межледниковья. Они охарактеризованы переходным от рисса к вюрму фаунистическим комплексом (ранний мамонтовый). Нижняя часть разреза представлена аллювиальными либо водно-ледниковыми образованиями второй половины среднего плейстоцена [6].
94
Таким образом, между средним и верхним плейстоценом, между верхним плейстоценом и голоценом отсутствуют ясно выраженные геологические рубежи. Тектонические движения произвольно прерывали циклы седиментогенеза, так же как и обусловливали их.
Другой закономерностью являются определенные взаимоотношения корре-лятных геологических тел. При этом необходимо различать положитеьные и депрессионные морфоструктуры.
В средне- й позднеплейстоценовое время в результате прерывистых поднятий в пределах положительных морфоструктур происходило образование цокольных террас с пространственной разобщенностью геологических тел. В низком террасовом комплексе, формирование которого относится ко второй половине позднего плейстоцена и голоцену, для террас верхних уровней характерны отношения прилегания, для нижних — вложения. Такие соотношения коррелятных тел свойственны всем участкам поднятий, несмотря на разную интенсивность и амплитуду движений.
Среди депрессионных морфоструктур выделяется два типа. Первый пространственно приурочен к зоне сочленения Алданского сводово-глыбового поднятия с Лено-Амгинской переходной зоной, второй — к внутренней и южной частям этого поднятия. Для первой группы впадин повсеместно характерен вложенный тип соотношений основных флювиальных форм рельефа; для второй группы депрессионных морфоструктур соотношения седиментационных уровней соответствуют либо близки отношениям коррелятных тел в положительных морфострук-турах, что свидетельствует о вовлечении их в поднятие.
Третьей ярко выраженной особенностью среднеплейёТоценового седиментогенеза Южной Якутии является его отличие от эрозионно-аккумулятивных циклов других подразделений кайнозоя. Своеобразие среднеплейстоценового седиментогенеза заключается в тонкозернистости осадков в основном аллювиального и озерноаллювиального генезиса с горизонтально-волнистой либо косой слоистостью.
Эти генетически более или менее однородные осадки выявлены практически на всей территории Южной Якутии, несмотря на большие различия в абсолютных и относительных отметках, в амплитудах и интенсивности тектонических движений отдельных участков. Тонкозернистые осадки слагают в большинстве своем аккумулятивные и смешанные террасы с Отн. высотой от 20—30 до 60—70 м. Они слагают указанные уровни в долинах рек Чары, Олекмы, Токко, Гыныма, Гонама, Амги, Алдана, Тимптона и др.
Обнаружены они также и в долинах небольших (протяженностью 20—50 км) водотоков внутренней части территории, где осадки песчано-илистого, частб только песчаного состава слагают верхние части разреза террас среднего уровня. По палинологическим данным, их возраст соответствует концу среднего — началу позднего плейстоцена.
Кроме того, при геологосъемочных работах и различных тематических исследованиях тонкозернистые осадки озерно-аллювиального типа выявлены и за пределами современных долин. Относительное превышение верхнего уровня распространения таких осадков совпадает с высотами седиментационных уровней среднего плейстоцена й составляет ~ 70 м над урезом воды. Необходимо отметить, что аналогичные осадки чрезвычайно широко распространены также в Прибайкалье, Забайкалье, в Центральной Якутии, на северо-востоке России, на Патом-ском нагорье [ 7—11 и др.].
Широкое развитие в Южной Якутии песчаных осадков и более тонких разностей по всем крупным долинам, их притокам и за пределами современной гидросети позволяет высказать предположение о вероятном существовании в среднем плейстоцене и, возможно, в начале (?) позднего плейстоцена озерно-флювиальных систем. При этом вверх по течению крупных рек происходит постепенное «омолаживание» осадков, что может свидетельствовать о трансгрессивной миграции озерно-флювиальных систем.
Региональное распространение однотипных в генетическом отношении осадков, их определенный возрастной диапазон свидетельствуют о близкой по режиму тектонической и палеогеографической обстановке на огромной территории Сибири.
95
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Южная Якутия. Мерзлотно-гидрогеологические и инженерно-геологические условия Алданского горнопромышленного района. М.: Изд-во МГУ, 1975. 444 с. /
2. Геология и сейсмичность зоны БАМ. Неотектоника. Новосибирск: Наука, 1984. 207 с.
3. Дик И. П, Россыпи зон текономагматической активизации Алданского щита // VIII Совещание по геологии россыпей (тезисы). Киев, 1987. С. 116—118.
4. Дик И. П. Тектонические движения в кайнозое на территории Южной Якутии // Прикладная геоморфология и неотектоника юга Восточной Сибири (тезисы). Иркутск, 1988. С. 21—22.
5. Дик И. П. Развитие рельефа Южной Якутии в кайнозое / / Геоморфология. 1987. № 3. С. 35—39.
6. Долгушин И. Ю. Геоморфология западной части Алданского нагорья. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 205 с.
7. Будаев Р. Ц. Подпорный плейстоценовый озерный водоем в системе Муйских впадин // Прикладная геоморфология и неотектоника юга Восточной Сибири (тезисы). Иркутск, 1988. С. 72—73.
8. Базаров Д. Б., Будаев Р. Ц., Калмыков Н. П. О возрасте плейстоценовых террас северо-западного побережья оз. Байкал J/ Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири. Новосибирск: Наука, 1982. С. 155—15$.
9. Осадчий С. С, Возраст манзурской свиты Прибайкалья // Геология кайнозоя юга Восточной Сибири (тезисы). Иркутск, 1987. С. 24—25.
10. Осадчий С. С. Научные и прикладные аспекты четвертичных плювиальных водоемов Забайкалья // Прикладная геоморфология и неотектоника юга Восточной Сибири (тезисы). Иркутск, 1988. С. 79—80.
~11. Трофимов А, Г. Душкачанская терраса Северобайкальских впадин // Прикладная геоморфология и неотектоника юга Восточной Сибири (тезисы). Иркутск, 1988. С. 15—16.
ГГП «Алдангеология» Поступила в редакцию
03.03.93
SOME PROBLEMS OF THE RELIEF EVOLUTION IN SOUTHERN YAKUTIA DURING THE LATE CENOZOIC
L P. DIK
Summary
Principal regularities in the' topographic evolution during the Late Cenozoic are outlined as follows: uniform composition of lacustrine and fluvial sediments; discrepancies in chronological boundaries of the Pleistocene; certain interrelations between correlated geological bodies; specific features of the Middle Pleistocene sedimentation. The latter consist in the Middle Pleistocene sediments being fine-grained and widely distributed over the region, which suggests lake and fluvial systems existed throughout the Middle Pleistocene and early in the Late Pleistocene.
УДК 551.435.13(282.247.41)
© 1994 г. Б. В. НУЖДИН
ОБ ИНТЕНСИВНОСТИ АККУМУЛЯЦИИ ПОЙМЕННОГО АЛЛЮВИЯ
Во флювиальной геоморфологии существует немало положений, которые слабо подкреплены достоверными данными. Так, нередко можно прочесть о несоответствиях размеров речных долин энергии протекающих в них современных водных потоков, о прогрессивном иссушении рек, о кардинальной перестройке речной сети центра Русской равнины за исторически обозримое время, о том, что на ранних этапах становления речных систем скорости накопления аллювиальных отложений были значительно меньше современных.
Каковы же причины этих утверждений? Их несколько: во-первых^ слабость общетеоретических представлений об основных закономерностях деятельности постоянно текучих вод, во-вторых, известная скудность самих натурных наблюдений и, в-третьйх, неумелые обобщения, основанные на единичных данных об интенсивности современных эрозионно-аккумулятивных процессов.
Заметим, что экстраполяция единичных абсолютных значений скорости ежегодной аккумуляции речных наносов на сколь -либо обозримое прошлое или на
96
Величина аккумуляции пойменных наносов в долинах разйых рек
Место наблюдения Интенсивность осадконакопления на поверхности поймы
р. Молога, нижнее течение, прирусловая часть Половодье 1924 г. оставило слой наилка толщиной 4—8 см, в отдельных местах до 15—24 см [ 1]
р. Волга, в районе г. Камышина После половодья 1936 г.— слой наносов в высушенном состоянии толщиной 3—4 мм [ 2]
р. Ока, среднее течение, в районе Ст. Рязани Ежегодно откладываемый слой пойменного аллювия достигает 1,5—3,5 мм [ 3]
р. Урдома, левый приток Верхней Волги, прирусловая часть " На пойме после спада высоких вод слой песчаных и глинистых наносов от 1,0 до 2,5 см [ 4]
р. Москва, нижнее течение Половодье 1955 г. на каждом гектаре поймы оставило 187,5 т наносов, т. е. слой в 12—13 мм [5]
р. Амур, нижнее течение между Хабаровском и Комсомольском-на-Амуре На пойме и в русле в среднем, ежегодно откладывается от 0,56 до 1,0 мм. В отдельные годы — более 1,0 мм при объемном весе 1,0 м3 — 2 т [6]
далекое будущее при слабом представлении о механизме и динамике долинною поймообразования — бессмысленное занятие.
Речные поймы — грандиозные природные копилки наносов. На них ежегодно после спада весенних вод остается значительный слой речных отложений (таблица). В геоморфологической литературе существует важное и в принципе абсолютно верное положение об «угасании аллювиального процесса» [7, 8]. Эта истина подтверждается в результате анализа датировок различных «культурных слоев», расположенных на подмываемых берегах бассейна Верхней Волги.
Еще в конце 20-х годов XX в. В. А. Городцов [9], изучавший археологические материалы, вычислил, что скорость накопления пойменного аллювия в бассейне р. Оки составляет 0,57 м/тыс. лет. В средней части долины Оки Е. В. Шанцер [ 3] определил среднюю интенсивность аккумуляции наносов за последние три тысячелетия 0,6 м/тыс. лет. Позднее А. А. Асеев [ 10], выражая сомнение в указанных цифрах, заявил, что они приблизительны и скорее всего сильно преуменьшены.
Вычисленные на основании археологических данных средние скорости накопления аллювия по сравнению с наблюдаемыми в натуре могут показаться действительно сильно заниженными или даже просто неверными. Дело в том, что расчетные величины — это экстраполяция наблюдаемых фактов применительно к значительному интервалу времени.
Сейчас мы понимаем, что любые абсолютные значения интенсивности аккумуляции наносов на пойме являются в действительности переменными величинами. На скорость отложения наносов влияет не только расстояние конкретного участка поверхности поймы от рурла реки или высотное положение ее относительно меженною уровня реки, но и то, на какой стадии формирования находится пойма.
Как известно, флювиальный процесс в пределах территории поймал носит прерывисто-замедленный характер, т. е. идет с прогрессирующим затуханием во времени. Скорость аккумуляции на поверхности поймы по мере ее поднятия постепенно уменьшается, пока не прекращается полностью. Это происходит, когда бывшая пойма переходит в новую молодую надпойменную террасу, перестав затапливаться высокими водами весенних половодий.
Пойма — промежуточный этап в общем транзите продуктов разрушения корейных пород (лишь временная приостановка движения) на пути к приемному бассейну. Она, постоянно затапливаясь, принимает на свою поверхность все новые и новые порции аллювия. Ежегодная аккумуляция наносов приводит к тому, что ее абсолютные отметки поднимаются до среднего уровня весенних цоловодий.
Пока пойма растет вверх (абсолютный рост), несколько увеличивается ее относительная высота (кажущийся рост) вследствие непрекращающейся глубинной эрозии водного потока. Эти два процесса, идущие с разными скоростями,
97
Воятицкая стоянка (по материалам П. Н. Третьякова [11])
1 — суглинок; 2 — песок; 3 — культурный слой: I — первый, или нижний (III тыс.
лет до н. э.), II — второй или верхний (II тыс. лет до н. э.); 4 — уровни, м: 98,0 — ' современный Рыбинского водохранилища; 91,0 — р. Шексны 5,0 тыс. лет тому на-
зад; 89,5 — меженных вод р. Шексны в середине XX в.; 95,0 •— отметка поверхности террасы
вместе приводят к общему поднятию поверхности поймы над меженным уровней речных вод. Чем выше становится пойма, тем меньший по глубине поток и на меньший срок будет в весеннее время располагаться в ее пределах. А значит, с каждым годом все меньший слой аллювия сможет оставаться на пойме после спада высоких вод и возвращения реки в свои меженные берега.
Так, по мере своего взросления пойма оказывается однажды недосягаемой для новых половодий. С этого момента пойма, ставшая низкой надпойменной террасой, на какое-то непродолжительное время оказывается законсервированной, пока эрозионные процессы не начнут ее разрушать. В ходе бокового смещения реки поймы, как правило, чаще всего срезаются на подмываемых берегах, чтобы при изменении знака горизонтального смещения водотока вновь воссоздаться с новых, более низких отметок.
Сохранившиеся до наших дней разные по возрасту и генезису поймы представляют особый интерес для геоморфологов, если содержат археологические остатки. Бассейну Верхней Волги в этом отношении очень повезло, так как здесь при гидротехническом строительстве были открыты многочисленные поселения древнего человека нео- и мезолитического возраста.
В нижнем течении р. Шексны, на правом берегу против устья р. Маткомы, в районе д. Воятицы в 1933 т. [11] были обнаружены останки ранненеолитического охотничье-рыболовческого поселения начала III тыс. до н. э. Культурный слой (назовем его первым или нижним) расположен в плотном суглинке буроватой окраски, залегающем на древнеаллювиальных песках, на высоте 3,0—3,5 м от поверхности воды или на глубине 2,0—2,6 м от поверхности террасы высотой 5,5—6,0 м (рисунок). В нем обнаружены прослойки аллювия, указывающие на то, что в период существования древнего поселения это место заливалось во время
98
весенних половодий. Таким образом, скорость аккумуляции наносов на пойме составляла в среднем 0,46 м/тыс. лет (2,0—2,6 м за 5 тыс. лет).
Воятицкая стоянка имеет еще один культурный слой (назовем его вторым или верхним) на высоте 4,0—4,5 м от воды или на глубине 1,0—1,6 м от поверхности этой же террасы. По найденным в нем обломкам характерной керамики и остаткам кремневых изделий он был отнесен к позднему неолиту, к эпохе бронзы. Бронзовый век в этом районе соотносится с серединой II тыс. до н. э. Следовательно, скорость накопления наносов, перекрывающих верхний культурный горизонт, составляла в среднем 0,37 м/тыс. лет (4,0—1,6 м за 3,5 тыс. лет).
Й наконец, средний темп осадконакопления толщи аллювйя, заключенного между нижним и верхним культурными горизонтами Воятицкой стоянки, в ранненеолитическое время составлял в среднем 0,66 м/тыс. лет (приблизительно 1,0 м за 1,5 тыс. лет).
Общая картина аккумуляции пойменного аллювия в долине р. Шексны представляется в следующем виде: в первые тысячелетия формирования поймы скорость отложения была равна 0,7 м, затем, около 3 тыс. лет тому назад,— 0,5 м и в последние, близкие к нам тысячелетия — около 0,4 м/тыс. лет. Так происходило постепенное уменьшение интенсивности осадконакопления пойменного аллювия по мере взросления поймы и поднятия ее поверхности над меженным горизонтом реки.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Бронзов А. Я. Типы лугов по р. Мологе. Геоботанический очерк//Тр. гос. лугового ин-та им. В. Р. ^Вильямса, М., 1927. Вып. 1. 88 с.
2. Поляков Б, В, Гидрологические исследования Нижней Волги. М.; Л.: Госстройиздат, 1938.160 с.
3. Шанцер Е. В. Аллювий равнинных рек умеренного пояса и его значение для познания закономерностей строения и формирования аллювиальных свит//Тр. ин-та геол, наук АН СССР. 1951. Вып. 135, сер. геол. № 55. 275 с. ’
4. Нуждин Б. В. О количестве и высоте террас в речных долинах Верхнего Поволжья//Уч. зап. Ярослав, гос. пед. ин-та. 1969. Вып. 75. С. 71—77.
5. Матвеев Н. П. Закономерности отложения наилка и рост поймы рек равнинных областей//Природа и природные процессы на территории Подмосковья. М.: Изд-во МОПИ им. Н. К. Крупской, 1976. С. 16—35.
6. Махинов А. Н. Русловые процессы и формирование поймы в условиях устойчивой аккумуляции наносов в долине реки//Геоморфология. 1990. № 3. С. 75—83.
7. Плюснин И. И, Почвы Волго-Ахтубинской поймы. К познанию аллювия и аллювиальных почв. Сталинград: Обл. кн. изд-во, 1938. 276 с.
8. Чернов А. В. Геоморфология пойм равнинных рек. М.: Изд-во МГУ, 1983. 198 с.
9. Городцов В. А. К вопросу об установлении натурального масштаба времени по аллювиальным отложениям в долинах рек Окской системы//Тр. НИИ археологии и искусствознания. 1928. Вып. 2, секция археологии. С. 12—25.
10. Асеев А. А. Палеогеография долины средней и нижней Оки в четвертичный период. М.: Изд-во АН СССР, 1959. 200 с.
11. Третьяков П. Н. Неолитические памятники Молого-Шекснинской низменности//Тр. сов. секции Междунар. ассоциации по изучению четвертичного периода ИНКВА. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1941. Вып. 5. С. 142—155. ,
Ярославский педагогический ч Поступила в редакцию
институт ’ 12.03.92
ON THE RATE OF ALLUVIATION IN THE UPPER VOLGA DRAINAGE BASIN
B. V. NUZHDIN
Summary
Calculations based on data of archaeological studies of the Voyatitsa site on the Sheksna River indicate gradual decrease in alluviation rate with the age of the floodplain: from 0,7 m per 1000 yrs in the 3rd millenium В. C. to 0,4 m per 1000 yrs after the middle millenium В. C. A relative increase in the floodplain surface height above the water £dge results from both sedimentation on the surface and downcutting of the river.
99
УДК551.435,11( 470.1/.6)
С) 1994 г. А. В. ЧЕРНОВ
ЗАИЛЕНИЕ РУСЕЛ МАЛЫХ РЕК ЕВРОПЕЙСКОЙ РОССИИ И СОПРЕДЕЛЬНЫХ ГОСУДАРСТВ
Малые реки — наиболее уязвимое звено в речных системах, что связано с их сравнительно небольшой водоносностью и невысокой эрозионно-транс-портирующей способностью. Отсюда — особая «чувствительность» русел малых рек к антропогенным воздействиям, как региональным, так и местным: строительству земляных плотин, мостов, обустройству бродов, местному водозабору и сливу неочищенных (как правило) сточных вод, распашке водосборов. Любое из названных действий‘вызывает серьезные, зачастую необратимые изменения в малой речной системе вплоть до ее отмирания, но может совершенно не сказаться на русловом режиме средних и крупных рек (4-го и более порядка).
Наиболее масштабное воздействие на малые реки в равнинных условиях оказывает ^массовая распашка водосборов, проводимая чаще всего без противоэ-розионных мероприятий. В результате таких действий тысячи тонн грунта, смытого с распаханных полей во время ливней и снеготаяния, оказываются в руслах малых рек, гДе чаще всего аккумулируются, вызывая обмеление и затем деградацию русел. Процесс, связанный с антропогенным обмелением малых рек, получил название заиления.
Горные и полуторные реки не столь заметно реагируют на избыточное поступление наносов с водосборов: большие уклоны, высокие скорости препятствуют отложению илистых частиц в руслах. Поэтому в дальнейшем речь будет идти о заилении только малых равнинных рек.
Проблемами заиления малых рек занимались в последнее время многие исследователи [ 1—11 и др.]. Согласно им, 80% всех смытых с водосборов наносов не доходит до речных русел и аккумулируется непосредственно на самих склонах (в зонах аккумуляции) и в днищах балок. Остальные 20% смытого материала попадают в русла малых рек, где в зависимости от количества материала, водности и уклона рек либо отлагаются в их руслах, либо выносятся в русла средних и, далее, крупных рек.
Заиление малых рек зависит от множества природно-антропогенных факторов, основными среди которых являются зональные климатические — водоносность рек, распределение стока по сезонам года, осадки, азональные геолого-геоморфологические — литология подстилающих пород, рельеф водосборов, и антропогенные, связанные в основном с зональными — сельскохозяйственная и иная освоенность территории.
Натурные исследования и анализ топографических карт м-ба 1: 25000 на Европейскую часть бывшего СССР позволили выявить несколько наиболее типичных форм влияния указанных факторов на состояние малых рек, каждая из которых связана, как правило, с определенными природно-антропогенными ситуациями.
При незначительном антропогенном влиянии — малой распашке, типичной для таежной зоны, невысокой плотности населения, заиления русел малых рек не происходит. Большая их часть, протекая по холмистым или плоским равнинам, имеет выработанный продольный профиль с уклонами 0,2—0,8%о, которые вполне обеспечивают транспорт взвешенных и влекомых наносов от мест их поступления до устьев рек и далее, в нижние звенья гидросети. Русла в основном меандрируют, наносы перемещаются в них в виде гряд, образуется ровная или гривистая пойма. Пойменные берега представляют собой сухие твердые уступы, сложенные суглинками, супесями, песками, галечниками; они могут размываться потоком и иметь вид отвесных обрывов, могут быть заросшими, крутыми или пологими в Z зависимости от положения у русла. Все сказанное касается как рек 1-го, так и 2-го и более высоких порядков.
400
Реки, протекающие в переувлажненных низинах (тектонических депрессиях), а также в несоразмерно широких унаследованных долинах, отличаются очень малыми уклонами (0,05—0,15%о). Такие реки практически не переносят наносов, а. продукты разрушения плоских водоразделов, попадающие в них при снеготаянии, ливнях и разрушении берегов, аккумулируются на дне в виде очень тонких, почти гелеобразных органо-минеральных илов. Это сопровождается эвтрофикацией русел, в результате чего они вместе с сильно заболоченной поймой образуют обширные плавни. Конфигурация таких русел, которые можно назвать плавневыми, весьма причудливая: ширина их колеблется от 6 до 150 м (изменяясь вдоль по руслу на коротком расстоянии), глубина — от 0,5 м на «перекатах» до 6 м на плесах (в ямах). Нередко растительность с обоих берегов смыкается, русло исчезает и сток воды осуществляется через плавни. Иногда наоборот, весь поток концентрируется в узком, стесненном растительностью русле, где может осуществлять локальную эрозию [ 12] .'Образование плавневых русел обусловлено естественными причинами, поэтому, несмотря на их специфический внешний вид, они не являются заиленными в нашем понимании этого термина, хотя безусловно очень уязвимы для антропогенного заиления.
С увеличением доли распаханных площадей возрастает эрозия почв и поступление наносов в реки и начинаются процессы их заиления. В тех случаях, когда площадь пахоты составляет менее 70% от общей площади водосбора, при достаточном весенне-летнем увлажнении, что соответствует условиям юга лесной и лесостепной зоны, процессы заиления неодинаково затрагивают различные звенья гидросети. Особую роль играют здесь ручьи — реки 1-го порядка длиной до 20 км [9]. Благодаря малой водности, особенно в межень, очень резкому гидрографу, узкой пойме, которая обычно бывает последним препятствием на пути смытых наносов к руслу, большая часть поступившего в ручьи материала аккумулируется в них, вызывая их обмеление и отмирание. По данным И. П. Ковальчука, в Западной Подолии за последние 130 лет речная сеть сократилась на 5—17% (в зависимости от степени хозяйственной освоенности территории) за счет отмирания верховьев рек. На юге Приволжской возвышенности это сокращение достигает уже 30%, а в Заволжье и Предуралье — 40% [10]. В то же время массовая аккумуляция наносов в реках 1-го порядка сокращает их поступление в реки 2-го и более высоких порядков; там они формируются главным образом за счет сноса материалов только с прилегающих водосборов и при русловых деформациях. Эрозионно-трансПортирующая способность потока по мере приращения водности увеличивается в геометрической прогрессии, поэтому реки 2-го и более высоких порядков в указанных условиях не заиливаются — ручьи выполняют роль буфера между ними и водосборами.
Очень редко встречается обратная ситуация, когда ручьи текут свободно, а реки 2-го и более высоких порядков заиливаются. Она отмечена в сходных с предыдущими природно-антропогенных условиях, но в случае больших уклонов ручьев и резком их уменьшении при увеличении порядка водотока. В результате закономерное возрастание водности потока не может компенсировать снижения скорости, эрозионно-транспортирующая способность потока падает и русло заиливается.
При интейсивной 80—90%-ной распашке водосборов, засушливом климате, с резким, состоящим из «пиков» гидрографом, в условиях широкой зарегулированности малых рек, ручьев и балок каскадами глухих земляных плотин и водозабора на орошение, соизмеримого с водностью рек, в степной зоне заиливаются не только ручьи, но и реки 2—4-го порядков. Избыточные наносы попадают в их русла из ручьев и непосредственно с бортов долин, из береговых оврагов, балок, с^оймы, а также при размыве весной земляных плотин — материал, из которого они делаются, разносится во время половодий по нижележащим участкам русел. Морфологически заиление рек 2—4-го порядков выражается в превращении обычного русла в плавневое, причем следы старого русла сохраняются в виде уступов его супесчано-суглинистых берегов — сухих и твердых, ограничивающих
101
Распределение характерных форм заиления малых рек по Европейской территории России и сопредельных государств (в границах бывшего СССР)
Районы: 1 — с преобладанием незаиленных рек, сохраняющихся в естественных условиях; 2 — с преобладанием незаиленных плавневых рек; 3 — с чередованием заиленных и незаиленных рек; 4 — с заилением только верховьев рек; 5 — с полным заилением всех малых и части средних рек; 6 — с заилением плавневых рек; 7 — распространения горных и полуторных рек; 8 — местного внутреннего стока и бессточные
заросшие участки /русла с внешней стороны. Оживляются, как правило, пересохшие ранее пойменные протоки.
Анализ пространственного распространения выделенных форм заиления русел малых рек позволил провести районирование Европейской части России и сопредельных государств по особенностям заиления малых рек. Так как из-за сложных, неоднозначных сочетаний природно-антропогенных условий, особенно
102
в переходных природных зонах, реки и речные системы с совершенно различными формами заиления могут соседствовать на одной и той же небольшой территории, в одном и том же речном бассейне, выделение районов с различными формами заиления (или его отсутствия) возможно провести только по преобладанию какой-либо формы заиления или по определенному чередованию этих форм.
По данному принципу на Европейской территории бывшего СССР выделяется ряд районов, составленный по возрастанию степени заиления малых рек (рисунок):
1. Районы с преобладанием рек, сохраняющихся в естественных условиях, имеющих выработанный продольный профиль, четкие, сухие, твердые пойменные берега, плесы, перекаты, песчаный или галечный аллювий, иными словами — с преобладанием «нормальных» рек.
2. Районы с преобладанием рек, сохраняющихся в естественных условиях, но протекающих в депрессиях рельефа, благодаря чему они испытывают заболачивание и зарастание, иными словами — с преобладанием плавневых рек.
3. Районы с чередованием незаиленных «нормальных» рек и рек, подверженных заилению. Выделение таких районов обусловлено тем, что в начале начинают заиливаться русла рек, протекающих вдоль крупных распаханных полей, сельскохозяйственных комплексов, в то время как соседние такие же по водности ручьи и реки, но протекающие в лесах или среди лугов и не принимающие смытый с полей материал, продолжают течь в естественном состоянии. По мере увеличения пахотной площади количество незаиленных ручьев сокращается.
4. Районы с повсеместным заилением верховий рек и ручьев при сохранении рек 2-го и более высоких порядков в естественном состоянии.
5. Районы с полным заилением всех малых и части средних рек (4—6-го порядков).
6. Районы с заилением плавневых рек, которые до заиления испытывали процессы естественной аккумуляции наносов. Выделение этого района связано со своеобразной реакцией плавневых русел на осушение заболоченных территорий. Основным методом осушения, зачастую, является спрямление русел, как «нормальных», так и плавневых, и превращение их в магистральные каналы. В результате при этом может возникнуть ряд побочных эффектов, одним из которых является заиление как каналов, так и свободных, нетронутых участков рек. Причина, по-видимому, резкое увеличение выноса материала с осушенных водоразделов (в том числе и эолового) и занесение русел каналов продуктами глубинной и боковой эрозии, возникшими в результате быстрого врезания каналов после спрямления. К аналогичному выводу пришел, исследуя реки и мелиоративные системы Волыни, и Я. А. Мольчак [13]. Заиление плавневых русел после их спрямления часто вызывает вторичное заболачивание пойм и эвтрофикацию каналов.
Особо выделяются районы, резко различающиеся по условиям формирования русел и не входящие в перечисленный выше ряд — районы распространения горных и полуторных рек, не подверженных заилению, и районы местного внутреннего стока. Последние характеризуются крайней неразвитостью (очень малой густотой) речной сети: немногие реки формируются, как правило, за пределами этих районов и обладают сезонным, в основном весенним стоком, который улавливается каскадом непроточных земляных плотин. Заиление речных русел здесь не так велико, как в районах полного заиления рек, так как основной источник поступления наносов в реки — смыв пахотного слоя здесь отсутствует. Избыточные наносы попадают в реки за счет размыва земляных плотин, а также во время пыльных бурь, возникающих из-за уничтожения слабого слоя дернины на лёссах копытами многочисленного скота. На карте заиления малых рек (рисунок) районы местного внутреннего стока объединены с бессточными территориями, на которых постоянная гидросеть отсутствует полностью.
Анализ особенностей распределения районов с различными формами и степенью заиления малых рек позволяет выявить некоторые закономерности. Распределение большинства районов по Европейской территории бывшего СССР
юз
подчиняется зональным закономерностям; районы в общих чертах совпадают с природными (ландшафтными) зонами. Районы с отсутствием заиления связаны с тундровыми и таежными ландшафтами с их высоким коэффициентом стока, районы с чередованием заиленных и незаиленных рек тяготеют к смешанным и широколиственным лесам, районы с заилением верхних звеньев гидросети во многом совпадают с лесостепью* полностью заиленные реки находятся в степной зоне с малым коэффициентом стока, районы местного внутреннего стока совпадают с зонами полупустынь или сухих степей.
Учитывая антропогенные причины заиления малых рек, можно сказать, что природная географическая зональность на этот процесс влияет опосредованно — через влияние на деятельность человека. Таежная и тундровая зоны характеризуются малой сельскохозяйственной освоенностью, что вместе с многоводностью этих территорий не способствует заилению протекающих здесь рек. Смешанные и щироколиственныё леса давно осваиваются путем частичных вырубок и распашек вырубленных площадей, что создает здесь чересполосицу полей и лесов и обусловливает чередование заиленных и незаиленных рек (ручьев). В лесостепи заиление охватывает большее число рек (ручьев) за счет'расширения распаханных площадей. Наконец, в степях, где все реки заилены, при росте засушливости климата и увеличении водозабора на орошение, все водосборы полностью распаханы.
Вместе с тем „контуры районов имеют более сложную конфигурацию, чем ландшафтные зрны, и границы районов часто не совпадают с границами зон. Причиной этому может быть как несоответствие в ряде регионов вида и уровня хозяйственной деятельности особенностям физико-географической зоны (например, проникновение земледелия в таежную зону), так и влияние азональных природных факторов, чаще всего геолого-геоморфологических. Они определяют форму продольных профилей рек и значения местных уклонов, что в свою очередь влияет на эрозионно-транспортирующую способность водных потоков. Выпуклая форма продольного профиля, его ступенчатость, обычная для рек, текущих по каменистым моренам и по структурным возвышенностям с выходами в долинах скальных пород, обеспечивает рост средней скорости потока и увеличивает его эрозионно-транспортирующую способность. -
При очень малых местных уклонах в депрессиях рельефа эрозионно-транспортирующая способность потока, наоборот, падает, русла заболачиваются, становятся плавневыми и весьма уязвимыми для заиления. Расположение районов с плавневыми реками связано только с азональным геолого-геоморфологическим фактором — депрессиями рельефа, поэтому они весьма хаотично распространены по территории и имеют разнообразные размеры — от небольших пятен среди других — «зональных» районов до крупных участков суши, соизмеримых с «зональными» районами.
Полнее всего совпадают контуры и границы «зональных» районов и природных зон на востоке Европейской части России. Здесь граница между районами отсутствия заиления и чередования заиленных и незаиленных рек почти везде совпадает с границей тайги и смешанных лесов, граница между районами чередования и заиления верховьев рек повторяет сложные очертания границы леейв и лесостепей, связанные в районе Ульяновска, восточнее Пензы и Саранска с неровностями близлежащей кровли меловых и палеогеновых опок и других кремнистых пород. Район полного заиления малых рек совпадает здесь с зоной степей. Несовпадение этих контуров и границ в отдельных случаях (в частности, на междуречье Чепцы и нижней Вятки) связывается с усилением сельскохозяйственной деятельности на юге таежной зоны за счет вырубки деревьев и распашки освободившихся от них площадей. Иногда условия для заиления возникают и без распашки — на месте массовых вырубок леса, Именно такова причина возникновения небольших по площади ареалов района чередования незаиленных и заиленных рек в глубокой тайге на северо-востоке Европейской России.
Западнее долготы Тамбова совпадение границ районов заиления и физико-географических зон нарушается значительно чаще, что связано скорее всего с пре
104
валированием здесь азональных геолого-геоморфологических факторов и большей, чем на востоке, сельскохозяйственной освоенностью. В частности, западнее Тамбова район с полным заилением малых рек проникает далеко на север в пределы лесостепи по Окско-Донской равнине, где из-за невысоких уклонов и низкой эрозионно-транспортирующей способности потоков малые реки здилива-ются даже при средней распашке. Наоборот, в пределах Среднерусской возвышенности с ее выходами известняков и ступенчатыми продольными профилями рек в той же лесостепной зоне отмечается чередование заиленных и незаиленных рек, более типичных для зоны смешанных и широколиственных лесов.
Западнее Среднерусской возвышенности в пределы лесной зоны с юга глубоко вдается район заиления верховьев рек, что связано здесь в основном с высокой эрозионной расчлененностью правобережья Десны, которая в свою очередь тесно связана с интенсивной сельскохозяйственной освоенностью территории. По похожим причинам район с чередованием заиленных и незаиленных рек севернее Рыбинского водохранилища вклинивается в пределы таежной зоны.
Очень сложное чередование районов с нёзаиленными реками и районов с чередованием незаиленных и заиленных рек отмечается западнее Твери. Проникновение на юг, в зону широколиственных лесов, района с незаиленными реками на западе Валдайской возвышенности и на Приильменской низменности связано с повышенной эрозионно-транспортирующей способностью потоков малых 'рек в моренах Валдая и Бежаницкой возвышенности и общей высокой лесистостью края. Напротив, распространение района чередования заиленных и незаиленных рек в зону тайги, вплоть до Санкт-Петербурга, можно объяснить равнинностью и высокой освоенностью запада России. Выделение района незаиленных рек в Эстонии и на севере Латвии обусловлено, по-видимому, пересеченностью рельефа, сформированного ледником при близко залегающих скальных породах.
На юге и юго-западе Европейской России, в Украине, Белоруссии и Молдове географическая зональность распределения районов с разными формами заиления также нарушается преимущественно по геолого-геоморфологическим и антропогенным причинам. Территорию Украинского и Белорусского полесий и Приднепровской низменности занимает район заиленных плавневых русел, ранее аккумулировавших наносы в естественных условиях. Он приурочен к двум природным зонам — широколиственным лесам на западе и лесостепи на востоке. На западе, в пределах полесий, причины, приведшие к развитию подобной формы заиления, связаны с низменным характером всего рельефа, что обусловило естественное заболачивание водосборов, повышенную аккумуляцию наносов и образование плавневых русел. Активная осушительная мелиорация, проводившаяся как на Украине, так и в Белоруссии, начиная с 30-х годов XX в., включала в себя спрямление большей части малых рек, что и привело к их последующему заилению.
На востоке района, в холмистых бассейнах Сулы, Пела, Ворсклы, причиной естественной аккумуляции наносов и образования плавневых русел явилась большая, не соответствующая водности ширина и малые уклоны днищ долин этих рек, что снижает величину удельных формирующих расходов воды и эрозионно-транспортирующей способности рек при высоком поступлении наносов с водосборов. Заиление рек, усугубившее их естественное заболачивание, связано здесь как со спрямлением некоторой их части (Остер, Удай), так и со стоком наносов с распаханных возвышенностей междуречий.
Пересеченный рельеф Подольской и Приднепровской возвышенностей, частые выходы коренных пород в руслах протекающих там рек и их ступенчатые продольные профили уменьшают опасность заиления малых рек и вместе со сложным^ переплетением широколиственных лесов и лесостепей обусловливают в этом районе чередование незаиленных и заиленных рек, что более характерно для лесной зоны. Западнее, в тех же условиях, но при более глубоком залегании скальных пород, расположен район с заилением верховьев гидросети. В пределах степного, но возвышенного и каменистого Донецкого кряжа выделяются неболь
105
шие ареалы нетипичных для степных условий районов чередования заиленных и незаиленных рек и заиления верховьев гидросети.
Проведенное районирование дает представление о величине антропогенного давления на малые реки — достаточно сравнить площади естественного и искусственного заилений, и о степени измененности территорий. На этом основании можно определить региональные пороговые значения возникших в результате антропогенной деятельности процессов и явлений, после перехода через которые речные системы испытывают необратимые деформации и в дальнейшем погибают. Исходя из данных принципов в последующем можно выявить уровень допустимого вмешательства в жизнь системы водосбор — река в тех регионах, где это еще возможно, и определить меры по восстановлению малых речных систем там, где под влиянием неграмотного вмешательства в их жизнь они уже под-U верглись необратимым деформациям.
В частности, если принять за критическое состояние (порог) процесс заиления верховьев рек .как начало общего заиления системы малых рек, то районы с отсутствием заиления и чередованием заиленных и незаиленных рек относительно благополучны по уровню заиления. В них допускается интенсивная сельскохозяйственная эксплуатация водосборов (с соблюдением противоэрозионных правил, а в районах чередования — с очисткой уже заиленных русел). Районы с заиливающимися верховьями рек требуют первоочердного проведения всего комплекса мер по предотвращению дальнейшего заиления русел наносами с водосборов, без которых продолжение эксплуатации последних может привести к полному отмиранию речных русел. В районах с полным заилением рек указанный комплекс необходимо сочетать с работами по восстановлению отмирающих рек.
При составлении планов оптимального использования земельных и водных ресурсов необходимо учитывать влияние независимых азональных факторов, в первую очередь геолого-геоморфологического; так, те интенсивность хозяйствования и степень противоэрозионной защиты, которые вполне обеспечивают не-заиленное состояние малых рек на структурных или ледниковых возвышенностях, на реках низменностей часто не могут воспрепятствовать полному заилению малых рек.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Шпак И. С. Заиление речных долин и обмеление малых рек//Мелиорация земель Полесья и охрана окружающей среды. Киев: Укр. НИИ гидротехники и мелиорации, 1978. С. 131—135.
2. Лапшенков В. С. Без малых рек нет рек больших. Ростов-на-Дону: Ростовское кн. изд-во, 1983. 170 с.
3. By таков Г.П., Ермолаев О. П., Ковальчук И. П. и др. Формы проявления эрозионно-аккумулятивных процессов на малых речных водосборах//Эрозионные и русловые процессы. Луцк: Луцкий пед. ин-т, 1991. С. 19—42.
4. Мозжерин В. И., Курбанова С. Г., Гарифуллина Ф, Ш. Современная аккумуляция пойменного аллювия на малых реках как .показатель интенсивности эрозионно-аккумулятивных процессов//Изучение ресурсного потенциала территорий. Ижевск: Удмуртский гос. ун-т, 1987. С. 127—132.
5. Ковальчук И. П., Штонко П. И. Речные системы Западной Подолии//Геоморфология. 1989. № 4. С. 27—33.
6. Ковальчук И. П., Штойко П, И, Изменения речных систем Западного Подолья в XVIII—XX вв.// Геоморфология. 1992. № 2. С. 55—72.
7. Голосов В. И. Эрозионно-аккумулятивные процессы и баланс наносов в бассейне р. Протвы//Вестн. Моск, ун-та. Сер. 5, География. 1988. № 6. С. 19—25.
8. Голосов В. Я., Иванова Н. И., Литвин Л. Ф. и др. Баланс наносов в речных бассейнах и деградация рек Русской равнины//Геоморфология. 1982. № 4. С. 62—71.
9. Чернов А. В. Современное развитие малых рек центральных районов Европейской части СССР//Малые реки центра Русской равнины, их использование и охрана. М.: Изд-во ГО СССР, 1988. С. 15—24.
10. Иванова Н. И. Эрозионно-аккумулятивные процессы на водосборах верхних звеньев гидрографической сети: Автореф. дис.... канд. геогр. наук. М.: МГУ, ,1990. 20 с.
11. Кичигин А. Н. Причины деградации русел малых рек Вологодской области//Геоморфология. 1992. № 1. С. 56—61.
12. Колбовский Е. Ю. Русловые процессы и зарастание русел малых рек Ярославского Поволжья. Ярославский гос. пед. ин-т. Ярославль, 1985.17 с.— Деп. в ВИНИТИ 3 июля 1985 г. № 4808-85 Деп.
13. Мольчак Я. А. Изменение эрозии почв и русловых процессов от дождевого стока при осушительных
106
мелиорациях//Четвертое координационное совещание по проблеме «Исследование русловых процессов на реках и в устьях рек и разработка методов их учета для различных отраслей народного хозяйства». Луцк: Луцкий пед. ин-т, 1989. С. 35—36.
Московский государственный университет Географический факультет
Поступила в редакцию
13.07.93
SILTING OF SMALL RIVER CHANNELS IN EUROPEAN RUSSIA AND ADJACENT COUNTRIES
• A. V. CHERNOV
Summary
Special features of channel silting are discussed with reference to small and medium-size rivers of European Russia and adjacent areas. Different forms of small river silting are distinguished, typical of various natural and anthropogenic environments,— from complete lack of silting through silting restricted to the heads of streams to silting throughout the whole channel.' The territory is divided according to prevailing type of the small river silting, 6 types of regions being distinguished.
107
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1 январь — март 1994
РЕЦЕНЗИИ
ГЕОМОРФОЛОГИЯ ШЕЛЬФА НА СОВРЕМЕННОМ ЭТАПЕ
Выход в свет книг А. С. Ионина 1 и Ю. А. Павлидиса 1 2 — заметное событие в литературе по морской геоморфологии. Авторы книг принадлежат к числу виднейших отечественных исследователей прибрежношельфовых зон. Их региональные работы широко известны, содержат большое число новых данных. Рассматриваемые монографии — естественный итог долголетнего труда А. С. Ионина и Ю. А. Павлидиса не только как ученых, изучавших берега и шельф, но и как геоморфологов, внимание которых сосредоточивалось на процессах рельефообразования и осадконакопления в море. Нельзя не подчеркнуть большой личный вклад авторов в экспедиционные работы Института океанологии Российской академии наук, где они вели свои исследования и где были подготовлены их книги.
Изучение шельфа в морской геоморфологии в последнее время стало весьма актуальным. Шельф и его место в океане, рельеф, современные отложения, новейшая геологическая история, ресурсы и экологические проблемы шельфа привлекают пристальное внимание как исследователей морского дна, так и многих ученых смежных специальностей, особенно геоморфологов, геологов, палеогеографов, литологов и некоторых других, чьи главные интересы связаны с сушей.'
Характеристики шельфа и его геолого-геоморфологических условий весьма многочисленны, но, как правило, они либо региональные, либо составляют часть общих описаний геологии дна Мирового океана и его природы. Фундаментальных сводок о рельефе шельфа и его поверхностных отложениях в целом по Мировому океану нет. Книги А. С. Ионина и Ю. А. Павлидиса, несомненно, заполняют этот пробел в отечественной и мировой геоморфологической литературе. Важно, что авторы имели возможность изучать шельф почти во всех основных климатических зонах, в различных по тектонике и морфострук-турам областях, вдоль континентов и островов. Пожалуй, впервые среди многочисленных работ и описаний, сопоставления фактов мы имеем не просто обзорный подход к шельфам, а хорошо продуманный и достоверный анализ результатов прямых исследований авторов. Изложение данных идет с чётких авторских позиций, учитывающих представления о морфогенезе рельефа, о процессах литоморфогенеза при формировании шельфовых отложений, а также тех особенностей шельфа, которые обусловлены четвертичной историей, глобальными изменениями климата, гидрологического режима, осцилляцией уровня моря.
Монографии А. С. Ионина и Ю. А. Павлидиса индивидуальны по содержанию и научным подходам. В то же время они дополняют одна другую, связывая геоморфологию и литологию шельфа воедино. О масштабе исследований можно судить хотя бы из простого Перечисления регионов, где авторы вели экспедиционные наблюдения. Это шельфы арктических, дальневосточных и европейских морей, континентальные и островные шельфы Атлантического океана (Куба, Мексика, Норвегия, Канада), островные шельфы Тихого (Новая Гвинея, Тонга, о-ва Меланезии) и Индийского (Сейшельские острова и Мадагаскар) океанов. Некоторые из перечисленных шельфов занимают большие площади и в геологическом и литологическом отношении мало обследованы. В итоге удалось составить единый взгляд на геоморфологию шельфа Мирового океана и морей.
Нельзя не отметить, что, рассматривая шельф как особую морфоструктуру дна океанов и морей с достаточно четкими границами и большим геоморфологическим и литологическйм разнообразием, авторы монографий выделяют роль климатической зональности и ее конкретных проявлений в формировании шельфового рельефа п осадочного покрова. Вместе с тем они подчеркивают и действие азональных факторов, таких, как проявления современного вулканизма, приливо-отливные колебания уровня, дельтообразование, вертикальные движения. На рельеф и осадки шельфа повсеместно воздействовали плейстоценовые и голоценовые колебания климата, связанные с ними в определенных зонах оледенения, охватывавшие части шельфа, а нередко и прилегающей суши, осцилляции ледового покрова, неотектоника дна.
Климат и неотектоника имеют определяющее значение для интенсивности рельефо- и осадкообразующих процессов на шельфе.
Общим для рассматриваемых монографий и практически очень важным является то, что авторы опираются на результаты применения новейших методов геолого-геоморфологических работ в море. Среди них непрерывное сейсмоакустическое профилирование, мелкое бурение поверхностных осадков вибропоршневой грунтовой трубкой, высокоточные эхолоты разных систем, подводное фотографирова
1 Ионин А. С. Рельеф шельфа Мирового океана. М.: Наука, 1992. 255 с.
2 Павлидис Ю. А. Щельф Мирового океана в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1992. 272 с.
108
ние, непосредственное обследование доступных форм подводного рельефа в аквалангах, отбор проб коренных пород дна. Это способствовало расширению представлений о мезо- и микрорельефе шельфа, неоднородности осадков, их микрокомплексности. Методическое единство работ авторов очень ценно и предопределяет высокую сопоставимость их данных.
Основное внимание в книге А. С. Ионина, посвященной рельефу шельфа, сосредоточено на морфогенезе прибрежно-шельфовых зон океана, морфогенетической классификации форм и типов шельфового рельефа, морфоструктуре и морфоскулыггуре шельфа. Большое внимание уделено отличительным особенностям формирования рельефа шельфа в арктических и экваториально-тропических областях, абразионно-аккумулятивным формам рельефа, рельефу островных шельфов, дельт и авандельт; Автор останавливается на некоторых ресурсах шельфовой зоны, их перспективности.
Книга Ю. А. Павлидиса — это глубокий анализ новейшей (преимущественно позднечетвертичной) истории шельфа. Большой объем в ней занимают данные литологических исследований, и в этом отношении сводка Ю. А. Павлидиса — одна из наиболее обстоятельных работ о шельфе многих районов. Рассмотрены шельфы главных климатических зон Мирового океана. Наряду с общезональным подходом к литологии шельфовых отложений автор останавливается и на некоторых региональных чертах седиментации на шельфе. Ю. А. Павлидис уделяет много внимания осадкообразованию в конце ледникового периода, смене слоев на границе плейстоцена и голоцена и в эпоху климатического оптимума.
Книги А. С. Ионина и Ю. А. Павлидиса выходят за рамки морской геоморфологии. Многие из разбираемых авторами вопросов относятся к четвертичной геологии и палеогеографии^ осадочным процессам на малых глубинах и их связям с климатом. Книги по своему содержанию существенно дополняет традиционные представления о шельфовой зоне.
А. С. Ионин, говоря о морфогенезе на шельфе, рассматривает роль эндогенных и экзогенных факторов в этом процессе.
К эцдогенным факторам морфогенеза А. С. Ионин относит проявления горизонтальных и вертикальных тектонических движений, связанных с перемещениями литосферных плит, складчатыми и разрывными дислокациями, вулканизмом, сейсмичностью, солянокупольной тектоникой. Он указывает на принципиальную важность принадлежности областей шельфа к так называемым пассивным и активным континентальным окраинам. Эндогенный морфогенез выражен также в распространении на шельфе тектонически обусловленных реликтовых й частично погребенных под толщей четвертичных осадков форм шельфового и берегового рельефа. Автор подчеркивает, что своеобразие современного структурного рельефа шельфа отдельных регионов океана по большей части было значительно предопределено их положением в пределах пассивных и активных континентальных окраин и островных вулканических дуг. Это наложило отпечаток на интенсивность проявления эндогенных процессов в образовании структурных форм рельефа и обусловило возникновение сложного геолого-структурного субстрата, на котором в дальнейшем протекали субаэральные субаквальные экзогенные процессы рельефообразования. К последним относятся гляциальные (ледниковые), криогенные, органогенные, гидрогенные, флювиал^ные, гравитационные и др.
Поскольку у нас и за рубежом характеристике этих процессов посвящена богатая литература, подробно описываются экзогенные формы шельфового рельефа, то автор счел необходимым остановиться на до сих пор менее изученных хемогенных процессах шельфового рельефообразования. По сути дела это в известной степени новое слово в анализе рельефообразования на шельфе. Имеется в виду выщелачивание карбонатных пород, цементация известьсодержащих осадков в субаэральных и субаквальных условиях. Совместно или сопряженно с органогенным рифообразованием, хемогенной садкой карбонатов при воздействии волн и течений хемогенное рельефообразование ведет к формированию особого типа шельфа — рифогенного. Такой шельф весьма распространен вдоль островов Индонезии, Новой Гвинеи, Кубы и некоторых аридных тропических районов, его площадь достаточно велика. ,
Специальный раздел монографии А. С. Ионина посвящен влиянию палеогеографических факторов на формирование рельефа шельфа. Учитывая общую направленность работы, здесь, в очень сжатой форме приведены особенности изменений климата в конце четвертичного периода, последней ледниковой эпохи, зависимость шельфового рельефообразования от гляциоэвстатических колебаний уровня океана. Главное внимание уделено экзарационной и аккумулятивной деятельности ледников и флювиогляциальных потоков на шельфе. С использованием собственных данных приводятся характеристики деструктивных и аккумулятивных форм рельефа гляциогенного происхождения как на самом шельфе, так и на побережьях. С неоднократными гляциоэвстатическими колебаниями уровня океана автор связывает формирование подводных террас, многочисленных аккумулятивных волновых форм рельефа (баров, пересыпей, кос), фиксирующих положение древних линий в прибрежно-шельфовой зоне, а также создание речной эрозией подводных долин, а с эоловой деятельностью — формирование данных массивов.
На основе обобщения материалов собственных исследований, анализа литературных источников и принимая во внимание разработанные И. П. Герасимовым, Ю. А. Мещеряковым и Д. В. Борисевичем градации планетарного рельефа Земли, А. С. Ионин приводит новую, предназначенную для шельфа Мирового океана морфогенетическую классификацию форм и типов рельефа. В ее основу положены роль и характер проявления ведущих активных и пассивных факторов и процессов рельефообразования в их сложном взаимодействии, следствием чего являются формы и их комплексы в рельефе шельфа. Автором выделены три крупные категории форм: морфоструктурные, морфоскульптурные и морфострук-турно-скулытгурные. К последним относятся формы рельефа, обязанные своим происхождением тектоническим деформациям, претерпевшие в дальнейшем развитии изменения в результате экзогенных процессов деструкции или аккумуляции.
В монографии Ю. А. Павлидиса также затронуты вопросы классификации шельфов, в том числе связанные с особенностями седиментационных процессов, зависящих от климатической зональности,
109
положения шельфа и прибрежных территорий как источников сноса терригенного материала. Развивая концепцию мдрфолитогенеза как взаимосвязь процессов рельефо- и осадкообразования, автор считает, что для характеристики особенностей отдельных типов и подтипов морфолитогенеза на шельфах океана и морей должны быть определены их морфолитогенетические признаки. К ним относятся характерные формы рельефа шельфа, типы обрамляющих его берегов, происхождение поступающего на шельф осадочного материала, характерные фации отложений и относительные скорости осадконакопления. Эти признаки отражают тесную связь и зависимость процессов морфолитогенеза на шельфе от процессов, протекающих на суше (снос терригенного материала), в собственно береговой зоне (абразия берегов и пр.) и талассогенных источников поступления материала (хемогенная садка материала, биогенные источники — продуцирование коралловых рифов и пр.)
В соответствии с- ранее разработанной концепцией и дополненной КХ А. Павлидисом классификацией в пределах шельфов Мирового океана можно выделить следующие типы и подтипы морфолитогенеза, связанные с климатической обусловленностью протекающих процессов, а именно: полярный тип, включающий подтипы — гляциальный и перигляциальный, тип умеренной зоны (подтипы — океанский и внутренних морей), тип тропической аридной зоны (подтипы — океанский и внутренних морей), тип экваториально-тропической гумидной зоны (подтипы — окраинно-материковый и островной). Автором приведены краткие характеристики климатических условий, рельефа, процессов осадконакопления, а также районы их распространения.
Последующие главы монографии Ю. А. Павлидиса. посвящены наиболее важным вопросам, а именно — истории развития рельефа в позднечетвертичное время — время последнего оледенения и неоднократных осцилляций уровня океана. Анализ литературных материалов, а также результаты' собственных исследований в Арктике, на Кубе и в других районах позволили автору всесторонне рассмотреть палеоклиматические, палеоокеанологические и палеоэкологические изменения природной обстановки в позднечетвертичное время, условия развития шельфа океана в регрессивные и трансгрессивные эпохи.
Ю. А. Павлидис приходит к выводу, что современное строение рельефа и осадочных толщ на шельфе океана во многом определяется историей их развития, которая складывается из следующих четырех этапов: регрессивного (100—25 тыс. лет назад), стабилизации уровня на минимальных отметках от 80—90 м в Арктике до 140—160 м в районе шельфа Аргентины и Большого Барьерного рифа Австралии (25—17 тыс. лет назад), трансгрессивного (17—6 тыс. лет назад) и относительной стабилизации уровня на современных отметках.
Первый этап характеризовался активизацией сноса на шельф и континентальный склон в целом терригенного материала в результате снижения базиса эрозии. Второй — формированием нижнего субаэрального этажа осадочной толщи общепланетарной поверхности несогласия. Третий — активизацией береговых процессов и смещением береговой зоны от бровки шельфа до ее современного положения. Четвертый — стабилизацией всех процессов осадконакопления и рельефообразования на шельфе, а также окончательным формированием современной береговой зоны морей и океанов.
Совершенно естественно, что названные выше закономерности развития шельфа океана по-разному трансформировались в зависимости от положения шельфов в различных климатических зонах Земли, чему посвящены последующие главы монографии Ю. А..Павлидиса.
В монографии влияние климатического фактора на процессы морфолитогенеза, а также позднечетвертичная история формирования рельефа и осадочных толщ шельфа океана изложены с привлечением результатов не только собственных исследований, но и обобщения обширного материала многочисленных отечественных и зарубежных работ. Так, например, помимо детального рассмотрения особенностей морфолитогенеза и палеогеографии шельфа арктических морей России специальные разделы посвящены рельефу, процессам осадкообразования и палеогеографии океанических шельфов на примере атлантической и тихоокеанской окраин Северной Америки, атлантической окраины Южной Америки; шельфа внутренних морей — на примере Черного и Балтийского. Специальный раздел работы посвящен морфолитогенезу и истории развития шельфа аридной климатической зоны, а при рассмотрении этих же вопросов для шельфа экваториально-тропической гумидной зоны привлечены материалы собственных исследований автора на шельфе Кубы, Мадагаскара, Сейшельских островов, а также данные по шельфу Западной Африки, Восточной Австралии и пр.
Анализируя признаки зональности и азональностй формирования рельефа и осадочных толщ в развитии шельфа, Ю. А. Павлидис приходит к выводу, что не всегда четко прослеживается зависимость факторов морфолитогенеза от климатической зональности. Так, в частности, морфолитогенез в пределах активны^ континентальных окраин лишь частично зонален, в островных вулканических дугах он вообще не подчиняется закону климатической зональности, примером чего могут служить изученные автором островные шельфы Курильской гряды. Отдельные примеры приводятся также в книге А. С. Ионина.
Заключительный раздел монографии Ю. А. Павлидиса посвящен геоэкологии и охране природных ресурсов шельфа. Шельф богат многими полезными ископаемыми. Здесь удивительно сочетаются ископаемые разного происхождения — невозобновляемыё (минеральные) и возобновляемые (биогенные и хемогенные). Возобновляться могут за счет доставки с суши и волновой переработки берега и береговых толщ (россыпи) и некоторые минералы. Шельф активно изучается и используется как источник сырья, причем масштаб этого использования возрастает с каждым годом, что влечет за собой усиливающееся загрязнение шельфа. Автор предупреждает о пагубных последствиях небрежного отношения к разведке и добыче ресурсов, особенно нефти,, и справедливо считает, что ущерб, наносимый природе шельфа, при разумном подходе к его освоению и соблюдении экологических норм может быть минимальным.
Публикация книг А. С. Ионина и Ю. А. Павлидиса о проблемах геоморфологии шельфа весьма своевременна. Впервые исследователи получили достаточно полное обобщение наших знаний о шельфе
ПО
Мирового океана как особой геоморфологической зоне в свете новейших работ. Шельф показан не просто как значительная часть подводной континентальной окраины с большим многообразием форм рельефа и донный отложений, а как повсеместно развитая область океана, где рельефообразующие процессы и литогенез тесно связаны между собой и протекают с повышенной интенсивностью. В пределах шельфовых зон, узких и широких, континентальных и островных, прилегающих к платформенным и разновозрастным складчатым областям, в разных условиях климата и гидрологического режима взаимодействие природных факторов и его частая смена в четвертичное время предопределили широкий спектр шельфовых обстановок, динамизм геоморфологических процессов. В этом отношении шельфу принадлежит особое место в океане, и авторы рецензируемых книг подтверждают это на обстоятельном материале современных исследований. Геоморфологическая литература обогатилась ценными и оригинальными научными монографиями.
Д. Е. Гершанович
ПОТЕРИ НАУКИ
Памяти Сергея Сергеевича Воскресенского
5 сентября 1993 г. скончался Сергей Сергеевич Воскресенский — профессор кафедры геоморфологии и палеогеографии географического факультета МГУ, доктор географических наук, Заслуженный деятель науки, Почетный разведчик недр.
С. С. Воскресенский родился 10 марта 1913 г. в Москве. С 1933 по 1939 г. он учился на географическом факультете Московского университета. С 1939 по 1946 г. Сергей Сергеевич был кадровым военным. Великую Отечественную войну он прошел с первого до последнего дня, командуя взводом саперов. За строительство переправ через реки Днепр, Вислу и Нейсе был удостоен боевых наград. После войны вернулся на факультет, окончил аспирантуру. В 1949 г. защитил кандидатскую диссертацию, а в 1958 г. ему была присвоена ученая степень доктора географических наук. С 1961 г. Сергей Сергеевич — профессор, а с 1992 г.— профессор-консультант кафедры геоморфологии и палеогеографии географического факультета МГУ.
Вся научная, преподавательская и общественная деятельность Сергея Сергеевича тесно связана с жизнью факультета. Многие годы он возглавлял Специализированный Ученый Совет; с огромной заботой и любовью выполнял обязанности заместителя заведующего кафедрой по учебной работе; руководил крупными научными экспедициями, постоянно, вплоть до последних лет, выезжая на полевые работы; массу сил отдавал лекционной деятельности, воспитанию молодого поколения географов-гео-морфологов. Под научным руководством Сергея Сергеевича защищено более 200 дипломных работ, 55 кандидатских диссертаций; среди его учеников немало видных ученых, в том числе 12 докторов наук.
Сергей Сергеевич —.крупнейший ученый-геоморфолог, внесший огромный вклад в развитие россыпной геоморфологии, флювиальной геоморфологии, палеогеоморфологии, региональной геоморфологии Сибири и Дальнего Востока. Ему принадлежит разработка новой концепции развития флювиаль-ного рельефа, методики реконструкции древней долинной сети и поиска связанных с ней полезных ископаемых. Среди круга научных проблем, которые изучались С. С. Воскресенским, были вопросы становления рельефа горных стран, развития склонов, поверхностей выравнивания и др.
С. С. Воскресенский руководил большими экспедиционными коллективами, работавшими на Урале, в Сибири, на Дальнем Востоке, в Казахстане и Средней Азии. Одна из главных задач исследований состояла в прогнозной оценке территорий на россыпные полезные ископаемые. За работы по поискам золота Министерством геологии СССР С. С. Воскресенскому в 1983 г. было присвоено звание «Почетный разведчик недр».
С. С. Воскресенский — автор широко известных трудов: «Геоморфология Сибири», «Геоморфология СССР», «Динамическая геоморфология. Формирование склонов», «Геоморфология россыпей»; соавтор и редактор ряда коллективных монографий и карт. Всего им опубликовано более 200 научных работ.
В лице С. С. Воскресенского высшая школа потеряла крупного исследователя, внешнего большой вклад в разработку целого ряда актуальных проблем современной геоморфологии, талантливого педагога и учителя, воспитавшего несколько поколений геоморфологов — ученых и практиков. Его заслуги в развитии науки, воспитании молодых специалистов отмечены правительственными наградами.
Светлая память о Сергее Сергеевиче Воскресенском — большом ученом, добром и умном учителе и замечательном человеке — навсегда останется в сердцах его многочисленных учеников, последователей и коллег.
Кафедра геоморфологии и палеогеографии географического факультета МГУ, Геоморфологическая комиссия РАН, Редколлегия журнала Геоморфология»
111
< Главный редактор Д. А. Тимофеев
Редакционная коллегия:,
О. М. Адаменко, А. М. Берлянт, Н. С. Благоволил (зам. гл. редактора),
В. Вад. Бронгулеев, Б. А. Будагов, А. П. Дедков, П. А. Каплин, А. Н. Ласточкин, А. Н. Маккавеев (отв.секретарь),Ю. А. Павлидис, Г. И. Рейснер, Ю. П. Селиверстов, Ю. Г. Симонов, Г. Ф. Уфимцев, Г. И. Худяков, Р. С. Чалов, В. П. Чичагов
4
Зав. редакцией Е. А. Карасева
тел. 238-03-6(/
Технический редактор Т. Н. Смолянникова
Сдано в набор 18.11.93 Подписано к печати 24.12.93 Формат бумаги 70ХЮО1/^
Офсетная печать Усл. печ. л. 9,1 Усл. кр.-от. тыс. 5,2 Уч.-изд. 11,3 Бум. л. 3,5 Тираж 554 экз. Зак. 540 Цена 80 р.
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29 Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Московская типография.№ 2 ВО «Наука», 121099, Москва, Шубинский пер., 6
112
«НАУКА»
80 р. Индекс 70215